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MATERIA: ING. SISMICA PROFESOR: DR. JAIME F. ARGUDO
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CAPITULO 3 - EVALUACION DEL PELIGRO SISMICO
1. Ley de Gutenberg-Richter
2. Distribución de Gumbel-1 de probabilidades
3. Distribución de Poisson de probabilidades
4. Evaluación del Peligro Sísmico de Guayaquil
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Áreas donde los sismos se agrupan por tener el mismo mecanismo de origen. Por ejemplo: los sismos al Norte de la Cordillera Carnegie en el Ecuador se originan en la“subduccion” de la placa Nazca bajo el bloque Andino de la placa Sudamericana, creando la orogenesis costera de la Cordillera Chongón – Colonche. El ángulo de buzamiento de la placa Nazca es 30 grados aprox. Esta es la Fuente No.1 del Ecuador con sismos superficiales e intermedios.
AREAS FUENTES O SISMOGENICAS (SISMOGENETICAS)
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Figuras de Gutscher et al., 1999.
Pendiente de subducción Nazca en Área Fuente No. 1:30 grados al Norte de 1°S 10 grados entre 1°S to 2°S; 30 grados al Sur de 2°S
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Figura de Gutscher et al., 1999. GG = Golfo de Guayaquil; DGM = Fallatranscurrente Dolores–Guayaquil
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La primera “ley” estadística de la sismicidad , de un área o línea de falla
(área o línea fuente) se escribe al correlacionar el número de sismos por
unidad de tiempo y espacio (frecuencia sísmica).
El número de sismos N de magnitud mayor o igual a M que ocurren en un
año, se escribe mediante la ley de Gutemberg – Richter (1942):
Donde a y b son constantes;
a : depende del tiempo de muestreo
b : tiene los valores característicos de la línea o área fuente de la
región de la Tierra para la cual la ley esta escrita.
LEY DE GUTEMBERG – RICHTER
Magnitudes e incidencia mundial esperada
Magnitud Richter Efectos cerca del epicentroNúmero estimado por
año
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LEY DE GUTEMBERG – RICHTER
La línea recta representa la
relación Gutemberg-Richter
Log [N(M>=mb)] = -1.03 – 2.9 mb
AREA FUENTE No.1
Ecuador
Para el Área Fuente No.1 se
encontró (RADIUS ,1999)
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-80.8 -80.6 -80.4 -80.2 -80.0 -79.8 -79.6 -79.4 -79.2 -79.0 -78.8-3.2
-3.0
-2.8
-2.6
-2.4
-2.2
-2.0
-1.8
-1.6
-1.4
1
2 3
4
56
78
9
10
11
12
13
14
15
16
17
LEYENDA
1. Falla La Cruz 2. Falla Carrizal 3. Falla Cerro Azul 4. Sistema de Zambapala 5. Falla Campo Alegre 6. Falla Yanzún 7. Falla Pancho Negro 8. Lineamiento Santa Rosa . 9. Falla La Troncal 10. Fallas Estero de Piedras. 11. Fallas Zhucay 12. Falla San José Chico. 13. Falla Multitud 14. Falla Bulubulu 15. Sistema Pallatanga 16. Lineamiento Baba 17. Lineamiento Babahoyo
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Log [N(M>=mb)] = 3.4 – 0.77 mb
Para el Área Fuente No.2 (Guayaquil), se encontró (RADIUS ,1999):
y = -0.7649x + 3.3878R² = 0.9908
-2.00
-1.50
-1.00
-0.50
0.00
0.50
1.00
3.50 4.00 4.50 5.00 5.50 6.00 6.50
log
[N
(m>
mb
)]
mb
Ley de Gutenberg - Richter. Ecuador - Area 2.
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DISTRIBUCIÓN DE PROBABILIDADES DE POISSON:
La probabilidad de ocurrencia de un sismo de una
magnitud dada es constante en el tiempo, es decir, no
depende de que acaben de producirse grandes sismos, o
de que no haya ocurrido por algún tiempo
La distribución estadística (esto es, el porcentaje de
veces que ocurre cada uno de los posibles resultados de
un proceso, cuando se ha observado un número muy
grande de realizaciones del mismo) que corresponde a
estas características se llama distribución de Poisson .
Evaluación del Peligro Sísmico de Guayaquil
El proyecto RADIUS (1999) y el proyecto “Manual de Diseño deEstructuras Sismo-resistentes para Guayaquil (MDESG-2001)realizaron la Evaluación del Peligro Sísmico de Guayaquil (verdocumentos técnicos adjuntos)
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BIBLIOGRAFIA CAPITULO 3
1. USGS - United States Geological Survey www.usgs.gov
2. NOAA – National Oceanic and Atmospheric Administration, www.noaa.gov
3. Facultad de Ciencias Física y Matemáticas de la Universidad de Chile, Prof.
Diana Comte, Presentaciones ppt para Cursos 2011
4. Earthquakes: A Primer, Bruce Bolt
5. Proyecto RADIUS, Universidad Católica de Guayaquil – IIFIUC, 1998-1999
6. Proyecto MDESG-01, Universidad Católica de Guayaquil – IIFIUC, 1998-1999
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Guayaquil, Ecuador
INSTITUTO DE INVESTIGACION Y DESARROLLO
FACULTAD DE INGENIERIA (IIFIUC)
Contrato de Servicios No. CS/ECU/99/161 entre PNUD – NN.UU.
y la Universidad Católica de Santiago de Guayaquil
“Elaboración del Manual de Diseño de Estructuras Sismo
Resistentes para Guayaquil”.
SEGUNDO REPORTE DE AVANCE
Por:
Ing. Jaime Argudo (Responsable Técnico)
Ing. Alex Villacrés (Asesor en Riesgo Sísmico)
Ing. Alexandra Alvarado (Especialista en Neotectónica)
Ing. Julio Peña (Especialista en Sistemas de Información)
Marzo de 2000
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INSTITUTO DE INVESTIGACION Y DESARROLLO
FACULTAD DE INGENIERIA (IIFIUC)
“ELABORACIÓN DEL MANUAL DE DISEÑO DE ESTRUCTURAS
SISMO-RESISTENTES PARA GUAYAQUIL”.
Segundo Reporte de Avance
1. ANTECEDENTES
El día viernes 3 de diciembre de 1999, el Dr. Michel Doumet Antón, Rector
Encargado de la Universidad Católica de Guayaquil, suscribió con el Programa
de las Naciones Unidas para el Desarrollo (PNUD) el Contrato de Servicios
No.CS/ECU/99/161 para la “Elaboración del Manual de Diseño de Estructuras
Sismo Resistentes para Guayaquil”.
En cumplimiento de lo estipulado en el ítem 5.2. de los “Términos de
Referencia” que hacen parte integrante de dicho contrato, la Universidad
Católica presenta el siguiente “Segundo Reporte de Avance”.
2. ALCANCE
Este informe da cuenta de lo siguiente:
a) Análisis de la información sobre estudios previos
b) Investigación histórica sobre eventos sísmicos en el Cantón
c) Simulación matemática probabilística de aceleraciones
d) Estudio Neotectónico de estructuras geológicas del Cantón
e) Confirmación de campo del estudio Neotectónico
f) Análisis y procesamiento de información Neotectónica
g) Modelación geodinámica de los ambientes sismo-tectónicos
h) Desarrollo de Espectros para Diseño Sismo-resistente
i) Mapa de los sistemas de fallamiento geológico activos
j) Mapa de regionalización sísmica del Cantón
3. ANALISIS DE LA INFORMACION SOBRE ESTUDIOS PREVIOS
Del estudio de las referencias que constan en el Primer Informe de Iniciación se
han obtenido las siguientes conclusiones:
El Reglamento de Construcciones del Distrito Federal proporciona
información útil que se usará como referencia para las normas de control
municipal, calificación de diseños, especificaciones para la correcta
aplicación de los fundamentos de diseño sísmico, etc.
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El Código UBC-97 se usará como referencia básica para la definición de los
espectros de diseño, por cuanto sus formas espectrales incorporan los
“Efectos de Sitio” en los suelos blandos.
Del estudio del CLIRSEN de Diagnóstico Físico del Cantón Guayaquil se
usará la información cartográfica y geológica. El mapa Sismo-tectónico del
CLIRSEN no se usará porque no está fundamentado en un estudio de
Peligrosidad Sísmica, por lo que las isosistas de ese mapa expresan una
envolvente de intensidades históricas en el Cantón sin vinculación con
períodos de recurrencia de eventos útiles para el diseño de estructuras.
Se utilizarán algunas de las especificaciones de la Norma Colombiana NSR-
98 relacionadas con el control de deriva y el diseño de instalaciones
esenciales, entre otros aspectos en los cuales esta norma es más avanzada.
Otras referencias tales como la Ley Japonesa de Edificaciones, la norma
AASHTO-99 para puentes, etc.; se usarán según su aplicabilidad
Las varias referencias que se han estudiado sobre Neotectónica, Sismo-
tectónica, Geología, Suelos, Sismología Histórica e Instrumental,
Peligrosidad y Riesgo Sísmico han servido de base para la definición de los
mapas de Peligro Sísmico, los Espectros de Diseño de Estructuras, las fallas
activas y la zonificación (regionalización) sísmica del Cantón, la mayor parte
de cuyos resultados se presenta en este reporte.
4. INVESTIGACIÓN HISTÓRICA SOBRE EVENTOS SÍSMICOS EN
EL CANTÓN
La investigación concluye con la identificación de los siguientes eventos como
los más importantes en la historia sísmica del Cantón Guayaquil:
El 9 de Julio de 1653, un sismo con epicentro cercano a Guayaquil y
magnitud desconocida provocó una intensidad de grado VII MM en los
cerros de Santa Ana y El Carmen. Las descripciones de las crónicas hacen
suponer que el movimiento del terreno en el suelo blando fue superior, sin
ser posible la estimación de intensidades porque dichos suelos estaban
despoblados.
El sismo del 31 de enero de 1906 fue sentido en Guayaquil con intensidad de
grado VI MM, y IV MM en Daule.
El 31 de mayo de 1914, un sismo de magnitud 6.3 Ms y epicentro cercano a
Latacunga causó intensidad de grado VII MM en Guayaquil.
El 2 de octubre de 1933, un sismo con epicentro cerca de Salinas y magnitud
6.9 Ms fue sentido en Guayaquil con intensidad VII. No hay reporte de
intensidades similares en otras poblaciones costeras del Cantón y la
Provincia. Para tal magnitud, la intensidad del movimiento del terreno debió
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ser importante en las poblaciones cercanas a su epicentro. Ese sismo pudo
ser amplificado por los suelos blandos de Guayaquil y el daño en la
Península de Santa Elena no reportarse por su menor importancia. Si un
sismo de esas características ocurriera hoy en Salinas y otras poblaciones de
la Península de Santa Elena las intensidades podrían ser de grado VII u VIII.
Durante el terremoto del 13 de mayo de 1942, las intensidades sísmicas
alcanzaron grado VIII-IX MM en Guayaquil y grado VI MM en Yaguachi y
Milagro. El Efecto de Sitio o amplificación de intensidades en los suelos
blandos de Guayaquil, la distribución y caracterización de los daños fueron
estudiados exhaustivamente por RADIUS.
El sismo del 30 de enero de 1943, con epicentro cercano a Santa Elena y
magnitud 6.9 Ms causó intensidades de grado VII en esa población y en
Guayaquil.
El terremoto del 16 de enero de 1956 (Manabí), causó intensidad de grado
VI MM en Guayaquil, reportándose nuevamente un “Efecto de Sitio” en los
suelos blandos de la ciudad.
El 27 de julio de 1971, un sismo de magnitud 7.5 Ms y epicentro en la zona
sur – oriental del país, causó en Guayaquil una intensidad máxima de grado
VII MM. Esta intensidad, mucho más alta en la Guayaquil que en otras
poblaciones del Cantón fue también consecuencia de un “Efecto de Sitio”.
El 18 de agosto de 1980, un terremoto con epicentro en Nobol y magnitud
6.1 Ms causó intensidades de grado VII–VIII MM en esa población, así
como también en Daule, Milagro y Guayaquil, todas estas ciudades
próximas al epicentro del sismo.
El sismo del 2 de Octubre de 1995, con 6.2 Ms causó intensidad IV-V en
Guayaquil y III-IV en el resto de la Provincia del Guayas.
El sismo del 4 de agosto de 1998 con 7.1 Ms causó intensidades V-VI MM
en la ciudad de Guayaquil, IV-V MM en el resto de la provincia del Guayas.
Identificación de las fuentes sísmicas peligrosas para el Cantón
Para la definición del Riesgo Sísmico del Cantón Guayaquil, es importante la
actividad sísmica superficial que se produce frente a las costas de Esmeraldas,
Manabí y Guayas, zona denominada como área sismogénica 1, la cual ha
causado los sismos de 1933, 1942 y 1943, que han producido intensidades
mayores o iguales a grado VII en Guayaquil. En la tabla 1 se presentan los
eventos registrados en dicha área durante este siglo.
También es relevante la actividad sísmica en la zona de subducción que yace
bajo el territorio cantonal, la que se denomina área sismogénica 2. La
profundidad media de esta zona es de 70 Km y ha causado el sismo de 1980, y
posiblemente el sismo de 1653. Los sismos registrados en esta área durante este
siglo se muestran en la tabla 2.
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La actividad sísmica superficial que se produce en el Cantón Guayaquil y sus
áreas circundantes con profundidades focales menores a 30 kilómetros no tiene
una historia sísmica que denote peligrosidad. Con el fortalecimiento de las redes
sísmicas nacional y local, en los últimos años, la Red Sísmica Nacional (IGN) y
la Red Sísmica del Litoral (IIFIUC) en Guayaquil e Isla Puná han registrado
actividad microsísmica y superficial (Ms < 5.0) cuyo origen puede estar
asociado a la subsidencia de los sedimentos del Golfo de Guayaquil y/o a la
actividad de fallas que hacen parte del sistema Puná – Pallatanga.
Debido a que la historia sísmica esta limitada a un pequeño período de
observación menor a 500 años, la evaluación de la sismicidad superficial en el
campo cercano a Guayaquil se la hace en este estudio mediante investigación
Neotectónica, para poder identificar fallas regionales potencialmente activas y
estimar gruesamente el tamaño y la recurrencia de eventos peligrosos.
Tabla 1. Magnitudes (Ms>5.0) registradas en el área sismogénica 1.
Año Mes Longitud Latitud Profundidad(Km)
MagnitudMs
1896 5 -80.45 -0.51 0 7.0
1898 4 -80.50 -0.50 0 5.7
1906 1 -81.50 1.00 25 8.6
1937 9 -80.00 -0.50 0 6.5
1938 2 -81.00 -1.50 0 5.1
1942 5 -81.50 -0.75 0 8.0
1942 7 -80.50 0.50 0 6.2
1944 10 -80.50 0.50 0 6.9
1946 3 -80.90 -1.70 0 5.7
1949 11 -80.90 -1.70 0 5.1
1956 1 -80.50 -0.50 0 6.9
1958 1 -79.37 1.22 40 7.8
1958 1 -79.51 1.34 60 7.0
1958 3 -81.00 -0.50 0 6.2
1959 2 -80.50 -1.00 0 6.4
1960 4 -80.50 0.50 0 5.5
1961 10 -80.40 -0.40 56 6.3
1962 10 -80.40 -1.30 75 6.3
1964 5 -80.29 -0.84 34 6.0
1970 12 -80.80 -1.34 34 5.7
1974 3 -80.01 0.39 53 5.6
1976 4 -79.63 0.85 19 6.7
1977 5 -81.13 -1.71 10 5.1
1979 3 -80.10 0.63 12 5.3
1983 11 -79.79 0.48 39 6.3
1987 9 -80.80 -1.00 33 5.1
1989 6 -79.60 1.13 28 6.1
1990 9 -80.28 -0.13 8 6.1
1996 12 -80.73 -0.24 33 5.1
1998 8 -80.41 -0.55 19 7.1
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Tabla 2. Magnitudes (mb>5.0) registradas en el área sismogénica 2.
5. SIMULACIÓN MATEMÁTICA PROBABILÍSTICA DE
ACELERACIONES
Atenuación de intensidades para el Cantón Guayaquil
En el proyecto de manejo del riesgo sísmico para la ciudad de Quito, se usaron
23 terremotos históricos que incluían 1104 observaciones de intensidades
sísmicas seleccionadas del catalogo sísmico histórico del Ecuador.
Mediante el uso de esta información, se determinaron relaciones de atenuación
de intensidades para el país. La relación encontrada para sismos de subducción
es:
I = 1.70 Ms – 4.82 log (X) + 3.97 (1)
En esta relación, se asume que la intensidad sísmica en un sitio dado durante un
terremoto (en escala de Mercalli modificada o escala MSK) es función de la
magnitud del sismo (Ms), la distancia del sitio al foco sísmico (X) y las
condiciones de sitio, representadas por el coeficiente independiente 3.97. La
ecuación (1) ha sido obtenida para todo el país.
Villacrés e Ishida desarrollaron en 1995 una relación lineal entre las escalas de
magnitud Ms (magnitud de onda superficial) y mb (magnitud de onda de cuerpo)
para los sismos de magnitud mb>5.0 registrados en el Ecuador. Dicha relación
es la siguiente:
Ms = 1.61mb – 3.22 (2)
Al combinar la ecuación (2) y la (1), se obtiene la siguiente relación de
atenuación de intensidades, válida para magnitudes mb:
I = 2.74 mb – 4.82 log(X) –1.504 (3)
Año Mes Longitud Latitud Profundidad(Km)
Magnitudmb
1943 2 -80,00 -2,50 100 5,1
1959 8 -80,50 -3,00 33 5,7
1961 4 -80,80 -2,80 30 5,8
1961 4 -81,00 -2,60 25 5,1
1961 5 -80,90 -3,10 27 6,1
1961 6 -80,40 -3,00 37 6,3
1963 8 -80,40 -3,10 66 6,5
1964 3 -79,72 -2,04 89 5,3
1980 2 -79,74 -2,27 92 5,1
1980 8 -80,03 -1,98 74 5,5
1981 5 -80,99 -1,96 36 6,2
1981 5 -80,99 -2,07 36 6,3
1982 8 -79,88 -2,71 52 5,3
1989 11 -80,40 -3,07 72 5,3
1990 2 -81,40 -3,30 33 5,0
1990 2 -80,80 -3,20 59 5,2
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La tabla 3 muestra los valores de intensidad esperados en la ciudad de Guayaquil
por sismos con epicentro en el área fuente 2, calculados con la ecuación (3),
modificada para corresponder a las condiciones de sitio de la ciudad de
Guayaquil.
Tabla 3. Intensidades observadas (I) y calculadas con un
Modelo de Atenuación en Guayaquil. Area 2.
La varianza 1.79 es la medida del grado de dispersión que se obtiene entre los
valores calculados de intensidad y los valores observados en Guayaquil para los
sismos con epicentro en el área 2.
Relación de Gutenberg-Richter para la zona sismogénica 2
La relación de Gutenberg-Richter establece que el logaritmo vulgar del número
de eventos sísmicos con magnitud mayor o igual a un cierto valor M es
directamente proporcional a dicha magnitud.
Log [N(m>=mb)] = a - b mb a>0 , b > 0 (4)
Esta relación puede ser calculada para caracterizar la actividad de una
determinada fuente sísmica si se dispone de información suficiente para un
modelo de regresión.
Modelo de
Intensidades.
Sismos de Subducción. AREA
FUENTE 2.
Año Mes Día Latitud Longitud Prof
(Km)
mb I X Log (X) Modelo Dif Dif^2
1924 7 22 -2,00 -80,00 250 6,0 6 251,2 2,40 4,8 -1 1,4
1961 4 8 -2,12 -79,18 47 5,9 5 93,1 1,97 6,6 2 2,6
1962 3 12 -2,90 -80,20 25 4,0 3 88,2 1,95 1,5 -1 2,2
1963 11 16 -2,20 -80,00 59 4,4 4 60,0 1,78 3,4 -1 0,3
1964 3 20 -2,04 -79,72 89 5,3 3 92,9 1,97 5,0 2 3,9
1980 8 18 -1,98 -80,03 74 5,5 7 79,2 1,90 5,9 -1 1,3
1986 6 12 -2,29 -79,80 97 4,3 4 98,1 1,99 2,1 -2 3,5
1987 10 19 -2,80 -80,20 33 4,4 2 81,4 1,91 2,8 1 0,6
1990 5 9 -2,17 -80,70 21 4,3 5 91,3 1,96 2,3 -3 7,4
1990 5 30 -2,53 -80,10 33 3,7 2 54,1 1,73 1,7 0 0,1
1990 9 5 -2,07 -80,45 93 4,8 2 112,2 2,05 3,2 1 1,5
1990 10 13 -2,14 -79,90 97 4,9 3 97,2 1,99 3,8 1 0,6
1991 11 21 -1,90 -79,79 10 3,9 4 36,9 1,57 3,1 -1 0,8
1992 8 18 -2,89 -79,92 27 5,1 3 81,2 1,91 4,7 2 2,9
1993 4 26 -1,97 -79,77 104 4,4 4 108,1 2,03 2,2 -2 3,3
1993 6 24 -2,79 -79,70 33 4,6 2 76,6 1,88 3,5 1 2,1
1993 12 26 -2,26 -80,63 33 4,8 3 87,7 1,94 3,7 1 0,5
1994 5 12 -2,43 -79,15 83 4,8 2 120,3 2,08 3,1 1 1,1
1995 2 14 -1,44 -80,41 33 4,6 2 106,8 2,03 2,8 1 0,6
1995 8 13 -2,60 -80,37 33 4,6 3 76,0 1,88 3,5 0 0,2
1995 10 10 -1,06 -79,3 56 5,1 4 153,6 2,19 3,4 -1 0,4
Suma 0,0 37
Sigma 1,34
Var 1,79
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Guayaquil, Ecuador
Este es el caso del área sismogénica 2. Sin embargo, se debe considerar que la
información referente a magnitudes bajas es confiable en Ecuador sólo desde
1963, mientras que para la época anterior sólo es confiable la información
referente a altas magnitudes.
En la tabla 4 se presenta el número de eventos registrados en distintos rangos de
magnitud mb desde 1963 en el área sismogénica 2. Se debe observar, en la
tercera columna, que el catálogo sísmico del Ecuador ha sido considerado
completo para magnitudes mb>=3.75 sólo desde 1963, en el área sismogénica 2.
Tabla 4. Número de observaciones de eventos con magnitud >=mb
durante el presente siglo en el área sismogénica 2.
En esta tabla se han calculado, en las últimas dos columnas, la frecuencia anual
y el logaritmo de este valor para los distintos rangos de magnitud seleccionados.
El logaritmo de la frecuencia anual ha sido usado luego como variable
dependiente de la magnitud para obtener el modelo de regresión lineal que se
ilustra en la figura 1.
Figura 1. Ley de Gutenberg-Richter para el área sismogénica 2.
Magnitud Número de Desde Hasta Frecuencia Log
>=mb Observaciones año año Anual
3,75 69 1966 1991 2,654 0,424
4,25 44 1963 1991 1,517 0,181
4,75 20 1963 1991 0,690 -0,161
5,25 7 1963 1991 0,241 -0,617
5,75 3 1963 1991 0,103 -0,985
6,25 1 1963 1991 0,034 -1,462
y = -0.7649x + 3.3878R² = 0.9908
-2.00
-1.50
-1.00
-0.50
0.00
0.50
1.00
3.50 4.00 4.50 5.00 5.50 6.00 6.50
log
[N
(m>
mb
)]
mb
Ley de Gutenberg - Richter. Ecuador - Area 2.
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La relación de Gutenberg-Richter encontrada es:
Log [N(m>=mb)] = 3.3878 – 0.7649 mb (5)
Distribución de la distancia focal a la ciudad de Guayaquil
La distancia focal X se define como aquella que existe entre el foco de un sismo
y el sitio de interés.
La distribución de este parámetro para los sismos con foco en el área
sismogénica 2 y el sitio de interés identificado como la ciudad de Guayaquil se
ha calculado como una distribución empírica de las distancias focales, para lo
cual se ha calculado la distribución estadística de las distancias focales de los
sismos de la tabla. Esta distribución se muestra en la figura 2.
Figura 2. Distribución de la distancia focal X a la ciudad de Guayaquil. Area 2.
Tasa de recurrencia de las intensidades sísmicas
La tasa de recurrencia de una determinada intensidad sísmica en un sitio por
sismos con foco en una determinada area sismogénica se define como el número
medio de veces que se espera que esa intensidad sea igualada o superada en un
determinado período de tiempo en dicho sitio.
Si dicho período es escogido como un año entonces se dice que la tasa de
recurrencia es anual.
La formula para calcular la tasa de recurrencia anual es:
V(I) = Vk f(I/mb,X) f(mb) f(X) dmb dX
Ms X
05
1015202530
25 75 125 175 225 275 325 375
Fre
cu
en
cia
X
Frecuencia de X
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Donde:
V(I): número medio anual de intensidades iguales o mayores a I en el sitio
Vk : número anual de sismos con magnitud mayor o igual a Mo en la fuente
sísmica k
f(I/mb,X) : función de probabilidad condicional de intensidades
f(mb) : función de probabilidad de magnitudes
f(X) : función de probabilidad de distancias focales
Mo : magnitud mínima usada en el estudio (escala mb)
El valor Mo usado en este estudio es mb = 4.5 por considerar que esta es la
máxima magnitud sísmica para la que cabe esperar intensidades iguales o
mayores al grado VII en la escala de Mercalli modificada, en Guayaquil, por
sismos en el área fuente 2.
El valor correspondiente a Vk se calcula en base a la relación de Gutenberg-
Richter encontrada. Para mb=4.5, el valor correspondiente a Vk se calcula
como:
Vk = N(m>=4.5)
De la ecuación (5), se obtiene Vk = 1.000
La función de probabilidad de magnitudes se puede definir también en base de la
ecuación (5). Especificamente, f(Ms) se define como:
exp [- (mb – Mo)]
f(mb) = --------------------------------- (7)
1 – exp [-(Mu – Mo)]
Donde:
: parámetro beta, calculado como b/log(e), donde b es el coeficiente de la
ecuación 5
Mu : magnitud máxima esperada en el área sismogénica
En este caso = 1.761 y Mu = 6.5 mb
La función de probabilidad condicional f(I/mb,X) se valora en base a una
función de la variable normal discreta I, con media I y varianza I ², donde:
I = 2.74 mb - 4.82 Log (X) - 0.05
I ² = 1.79
Luego: 12
f(I/mb,X) = C exp[-(I - I)² /(2I²) ] dI (8)
I
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Donde: 12
C = exp[-(I - I)² /(2I²) ] dI
0
El análisis numérico del proceso antes descrito se ha implementado y ha
permitido el cálculo discretizado de las tasas de recurrencia anual en Guayaquil
de las intensidades sísmicas de grado VII, VIII, IX y X de la escala de Mercalli.
En la tabla 4 se muestra el cálculo correspondiente para la intensidad de grado
VIII.
Tabla 4. Proceso de cálculo de v(VIII) en Guayaquil
mediante análisis numérico. Area 2.
VIIIf(Ms)= 1,8146 e((-1.761)*(mb-4.5)) I = 2.74 mb - 4.82 Log (X) -0.05Int = 0,9369Var = 1,79 C3= -0,05
Ms X f(Ms) f(x) I media Sum(I=0,I=8) Sum(I=8,I=12) f(I/Ms,X) f(I/Ms,X)*f(Ms)*f(x)
4,75 25 0,104 0,058 6,2 3,0665 0,2871 0,0856 0,0005
75 0,104 0,420 3,9 3,3460 0,0030 0,0009 0,0000
125 0,104 0,377 2,8 3,3040 0,0001 0,0000 0,0000
175 0,104 0,116 2,1 3,1834 0,0000 0,0000 0,0000
225 0,104 0,029 1,6 2,9901 0,0000 0,0000 0,0000
275 0,104 0,000 1,2 2,7484 0,0000 0,0000 0,0000
325 0,104 0,000 0,8 2,4844 0,0000 0,0000 0,0000
375 0,104 0,000 0,5 2,2184 0,0000 0,0000 0,0000
5,25 25 0,043 0,058 7,6 2,0987 1,2538 0,3740 0,0009
75 0,043 0,420 5,3 3,2907 0,0628 0,0187 0,0003
125 0,043 0,377 4,2 3,3452 0,0063 0,0019 0,0000
175 0,043 0,116 3,5 3,3404 0,0010 0,0003 0,0000
225 0,043 0,029 3,0 3,3157 0,0002 0,0001 0,0000
275 0,043 0,000 2,6 3,2699 0,0001 0,0000 0,0000
325 0,043 0,000 2,2 3,2020 0,0000 0,0000 0,0000
375 0,043 0,000 1,9 3,1135 0,0000 0,0000 0,0000
5,75 25 0,018 0,058 8,9 0,7833 2,5375 0,7641 0,0008
75 0,018 0,420 6,6 2,8484 0,5051 0,1506 0,0011
125 0,018 0,377 5,6 3,2462 0,1074 0,0320 0,0002
175 0,018 0,116 4,9 3,3251 0,0282 0,0084 0,0000
225 0,018 0,029 4,4 3,3434 0,0088 0,0026 0,0000
275 0,018 0,000 3,9 3,3461 0,0031 0,0009 0,0000
325 0,018 0,000 3,6 3,3421 0,0012 0,0004 0,0000
375 0,018 0,000 3,3 3,3329 0,0005 0,0002 0,0000
6,25 25 0,007 0,058 10,3 0,1274 2,8944 0,9578 0,0004
75 0,007 0,420 8,0 1,6579 1,6918 0,5051 0,0016
125 0,007 0,377 6,9 2,6476 0,7058 0,2105 0,0006
175 0,007 0,116 6,2 3,0534 0,3002 0,0895 0,0001
225 0,007 0,029 5,7 3,2182 0,1354 0,0404 0,0000
275 0,007 0,000 5,3 3,2887 0,0649 0,0193 0,0000
325 0,007 0,000 4,9 3,3206 0,0328 0,0098 0,0000
375 0,007 0,000 4,6 3,3356 0,0174 0,0052 0,0000
Sum 0,0067
Vk = 1,00 V(8) = 0,0066582P(8) = 0,0066361T(8) = 150,69
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El cálculo de esta tabla nos muestra que la tasa media de recurrencia de
intensidades iguales o mayores a grado VIII en Guayaquil, por sismos en el área
2, es 0.00666.
La ocurrencia de intensidades igual o mayor a un cierto grado I se asume como
un proceso estocástico de tipo exponencial, de tal manera que la probabilidad de
que la intensidad iguale o exceda un cierto valor I en un año cualquiera es:
P(I) = 1 – exp[-V(I)] (9)
Y el período de retorno de este evento se define como:
T(I) = 1/P(I) (10)
En la tabla 5 se establecen los valores de V(I), P(I), T(I) y período de retorno
observado para varios grados de intensidad de importancia en este estudio.
Tabla 5. Tasas de recurrencia y períodos de retorno calculados y observados.
Relación Intensidad/Aceleración
En las varias observaciones realizadas en los sismos recientes en el litoral, varios
autores han consignado que si bien la intensidad máxima observada es la
correspondiente a los daños más graves, la intensidad general en las ciudades ha
sido menor.
Dos ejemplos de lo antes afirmado lo constituyen los sismos de 1942 en
Guayaquil y de 1998 en Bahía de Caráquez. En ambos casos, si bien el colapso
total o parcial se verificó en muy pocos edificios de hormigón armado con
defectos constructivos (intensidad IX MM), esta no fue la condición general en
estas ciudades. La intensidad general observada y reportada fue de grado VIII
MM. Por esta razón, la intensidad general se define como la intensidad máxima
menos una desviación típica observada (s=1.34) y se usará en este estudio.
Existen muchas propuestas de modelos para pasar de intensidad a aceleración
del terreno. En este estudio se ha decidido adoptar la relación de
Murphy/O’Brien, por ser la que mejor se ajusta a las pocas observaciones de
aceleración e intensidad obtenidas en la región litoral. Dicha relación propone:
Log (Ag) = 0.25I + 0.25 (11)
Intensidad V(I)1/año
P(I) T(I)años
T observadoAños
V 0,0544220 0,0529677 18,88 18,3
VI 0,0303571 0,0299010 33,44 -
VII 0,0151738 0,0150593 66,40 -
VIII 0,0066582 0,0066361 150,69 -
IX 0,0025163 0,0025131 397,91 -
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Donde:
Ag : aceleración del terreno
I : intensidad Mercalli
La buena correlación que se obtiene entre intensidad y aceleración pico para
sismos en el litoral cuando se usa esta relación queda demostrada en la tabla 6.
En esta tabla se ha usado la información generada por la red de acelerógrafos
instalada en el País por la Universidad Católica en 1989.
Tabla 6. Valores observados de intensidad y valores pico de aceleración en el
litoral según la relación de Murphy/O’Brien.
Se ha reportado el caso de Bahía de Caráquez porque aunque no hay registros de
aceleración para este sismo, es opinión común entre los especialistas del tema
que la aceleración del terreno (suelo blando) debió estar entre 0.15g y 0.20g.
Aceleración máxima esperada
El modelo que relaciona la intensidad máxima con la tasa anual promedio en
Guayaquil se ha encontrado con un modelo de regresión (R-square = 0.99). Este
modelo es el siguiente:
Ln(V) = 1.0474 – 0.7665 Imax (12)
Donde:
V : tasa media anual de intensidades
Imax : intensidad máxima esperada (escala de Mercalli modificada)
Se hace énfasis en que la intensidad máxima corresponde al más grave daño
causado durante los terremotos en la ciudad. Por tanto, al usar este parámetro se
debe tener en cuenta de que se trata de un valor conservador, representativo de la
condición más severa de daño que cabe esperar.
Fecha y sitiode registro
Epicentro Intensidad enel sitio deregistro
Aceleraciónpico observada
Aceleración picocalculada
25/VI/1989Esmeraldas
Esmeraldas VIII MM 0.21g 0.18g
01/IX/1990Guayaquil
Manabí II MM 0.004g 0.005g
04/IV/1991Machala
Moyobamba(Perú)
III MM 0.011g 0.010g
06/I/1995Guayaquil
Pastaza II MM 0.005g 0.005g
26/III/1995Guayaquil
Guayas III MM 0.009g 0.01g
17/VI/1995Manta
Manabí IV MM 0.014g 0.018g
4/VIII/1998Bahía (*)
Manabí VIII MM No hay registro(0.20g?)
0.18g
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La selección de la intensidad máxima que se usará para inferir la aceleración del
terreno dependerá del periodo de retorno del evento considerado. Este parámetro
está ligado a las probabilidades de excedencia del evento en consideración y a la
vida útil de la obra.
Para los estándares mundiales en obras de infraestructura los períodos de retorno
que se asocian a las probabilidades de excedencia de la aceleración del terreno
son de 100, 202 y 475 años; para probabilidades del 60%, 20% y 10%
respectivamente, y una vida útil de la estructura fijada como 50 años.
La tabla 7 muestra los valores de intensidad máxima, intensidad general y
aceleración de la Intensidad General, vinculados a los períodos de retorno antes
definidos.
Tabla 7. Valores de aceleración del terreno calculados
Para obtener los valores de esta tabla se ha procedido inductivamente, así:
P(I) ha sido obtenido usando la ecuación (10).
V(I) ha sido obtenido usando la ecuación (9).
Imax (Intensidad máxima) fue obtenida de la ecuación (12).
Ag se obtuvo usando la ecuación (11).
La aceleración 185 cm/seg2 (0.19g) corresponde a la aceleración esperada en
superficie en el suelo suave de la ciudad de Guayaquil, para un periodo de
retorno de 475 años, por sismos en el área 2.
6. ESTUDIO NEOTECTÓNICO DE ESTRUCTURAS GEOLÓGICAS
DEL CANTÓN
Introducción
Para la definición del Peligro Sísmico en un sitio determinado deben
solucionarse cuatro problemas fundamentales:
Identificar los procesos tectónicos activos generadores o potencialmente
generadores de terremotos a través de estudios Neotectónicos. Para ello se
utilizan datos geológicos disponibles y se estudian las estructuras tectónicas
mediante imágenes satelitales (SPOT, LANDSAT, RADAR) y fotografías
aéreas. Adicionalmente se requieren trabajos de campo que incluyen
reconocimientos generales para confirmación de la interpretación de
imágenes
T(I)(años)
P(I) V(I)(1/año)
Imax Igen Ag(cm/s2)
100 0.01000 0.01005 7.37 6.03 57
202 0.00495 0.00496 8.28 6.94 96
475 0.00210 0.00211 9.41 8.07 185
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Caracterizar las fuentes sismogenéticas en base de la sismicidad histórica e
instrumental y los estudios de Neotectónica.
Definir la intensidad del movimiento del suelo en el sitio considerado, en
función de la magnitud del sismo y la distancia epicentral o hipocentral.
Calcular la probabilidad de excedencia
El estudio de investigación Neotectónica tiene como objetivo identificar los
procesos tectónicos activos que podrían afectar al Cantón Guayaquil,
principalmente los originados en fallas activas de la corteza capaces de generar
sismos superficiales en el campo cercano. En este reporte se hace un resumen de
las generalidades de la zona de estudio, usando el material bibliográfico
disponible.
Para el análisis de la peligrosidad de las fuentes sísmicas es necesario delimitar
el área de trabajo. Para este estudio se considera un área de 300 km. alrededor de
la ciudad de Guayaquil donde se investigarán las estructuras potencialmente
activas. Se hará énfasis en las estructuras que representan un peligro mayor para
la zona en estudio.
En el siguiente reporte, se incluirá el detalle de las observaciones realizadas,
usando diferentes herramientas, como son análisis de imágenes satelitales,
fotografías aéreas y observaciones en el terreno.
Metodología y trabajos previos
Para la identificación de las estructuras activas se pueden utilizar algunas
técnicas como la Geodesia, Geofísica y métodos geológicos. Con ellas se
pretende investigar cual es la potencialidad que tiene una estructura para
producir sismos en un futuro cercano.
En esta investigación se evaluarán las estructuras en función de los datos
geológicos y algunos datos sísmicos. En relación con la parte Geológica se
analizará la morfología del terreno con el uso de imágenes y fotos aéreas, ya que
las formas del suelo son sensibles a los cambios debidos a los procesos
tectónicos, ello incluye estudios de terrazas aluviales, análisis de las redes
hidrográficas y escarpes de fallas. Por otra parte se estudiará en lo posible datos
de microtectónica que muestren evidencias de fallas.
Los trabajos de Neotectónica en el Ecuador se han centrado en el estudio de las
estructuras ubicadas en el Valle Interandino y en la Región Subandina, mientras
que en la zona costera, las investigaciones son casi nulas. Los estudios
tectónicos en esta región han estado enfocados en las estructuras antiguas y
profundas que han sido reportadas en mapas a diferentes escalas. La mayoría de
ellas no constituyen un aporte importante al peligro sísmico por se inactivas.
Sin embargo, se conoce que el principal rasgo a investigar es la falla de
Pallatanga y sus segmentos, puesto que tiene un alto potencial de generar sismos
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importantes. A ella se asocia el sismo 1797 (Ms 7.4) que destruyó la población
de Cajabamba y obligó a la reubicación de la misma (Soulas et al, 1991). Los
principales estudios realizados en las cercanías de la laguna de Colta,
permitieron estimar una velocidad media de movimiento de 4 mm/año, usando
para ello los desplazamientos de morrenas glaciares (Winter y Lavenu,1989) y
de 2.8 mm/año (Winter, 1990), el primer valor es el más aceptado.
La continuación de la falla de Pallatanga es por el valle del río Pangor, en donde
se observan drenajes desplazados, colinas de presión, sag ponds, brench y
trincheras, todos ellos marcadores del movimiento y de la actividad de la misma.
Se presume que continúa en dirección sur-oeste, pero no se ha identificado con
claridad su transición hacia la planicie costera, al igual que no se han definido
hasta el momento los segmentos que la componen, cual es uno de las metas de
esta investigación.
Tampoco se conoce con exactitud la recurrencia que tiene esta estructura pero se
asume que puede ser entre 600 y 1200 años para la parte norte (Soulas et al,
1991). Ego (1995), estima un sismo máximo para esta falla de 6.6 a 7.2 Mw,
cada 380 +/-320 años, si se considera una reactivación total de la estructura a lo
largo de un segmento típico de 42 km.
Otra de las fuentes generadoras de sismos es la zona de subducción, que ha
provocado en el pasado grandes eventos causando daños en todo el territorio
ecuatoriano. Cabe mencionar el sismo de Esmeraldas de 1906, considerado el
quinto sismo más grande registrado en el último siglo (Mw 8.8); 1942 (Ms 7.9)
que provocó una intensidad de 8k en Guayaquil (Proyecto RADIUS, 1999);
1958 (Ms 7.8); 1979 (Ms 7.7) y finalmente el de Bahía en 1997 (Mw 7.1), que
provocó intensidades de V y VI (Mercalli) en Guayaquil.
La zona de fallas de cabalgamiento del sector sub-andino, es otra de las fuentes
de sismos que han afecto la zona, cabe mencionar entre ellos el sismo de Macas
(Mw=6.9) en 1995, donde se registró intensidades de IV y V en Guayaquil
(IIFIUC, 1996).
En general la deformación tectónica, más fácilmente observada en la costa, esta
principalmente concentrada en la cordillera costera, la dirección de las
estructuras varía de Norte a Sur: así en el Norte, el rumbo medio es NE-SO y
hacia el Sur es NNE-SSO y finalmente E-O en la Cordillera Chongón y
Colonche. La mayor parte de estas estructuras, son expresiones de procesos
tectónicos antiguos ocurridos durante la compleja historia geológica de la región
y por lo tanto es necesario investigar cuales de estos rasgos podrían ser activos
en la actualidad.
Dentro de la planicie aluvial, los rasgos estructurales son menos frecuentes y
aquellos observados muestran una dirección preferencial E-O; sin embargo esto
no implica que no existan otras en esta región, ya que debido a la gran actividad
antrópica y erosiva sus evidencias morfológicas podrían haber sido borradas
rápidamente (Alvarado, 1998). En este caso se evaluará las tendencias generales
del drenaje, ya que éste es muy sensible a la tectónica.
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7. CONFIRMACIÓN DE CAMPO DEL ESTUDIO NEOTECTÓNICO
Durante los meses de enero y febrero de 1999 se realizaron dos visitas de campo
a sitios de interés. En los Cantones Bucay y La Troncal, se procedió a confirmar
la continuación de la falla Pallatanga desde la Cordillera de Los Andes hacia el
Golfo de Guayaquil, y su reaparición en la zona sur de la Isla Puná.
A lo largo de la vía a la Costa, en varios sitios de interés tales el Bosque
Protector Cerro Blanco, se inspeccionaron conos aluviales de la Cordillera
Chongón – Colonche para verificar que no hay indicios de actividad
Neotectónica reciente asociada a las fallas geológicas antiguas existentes en esa
cordillera, las que se presume inactivas.
8. ANÁLISIS Y PROCESAMIENTO DE INFORMACIÓN
NEOTECTÓNICA
Morfología
La zona costera está limitada al Oeste por el Océano Pacífico y al Este por el Pie
de Monte Andino. Está caracterizada por una cadena montañosa situada en su
borde occidental que alcanzan alturas de hasta 800 m. Esta cadena tiene dos
direcciones principales: entre las latitudes 0.5°N y 2.30°S es paralela al margen
continental N30° y a partir de los 2.30°S tiene una dirección N110°. El
segmento norte es conocido como Montañas de Jama-Mache y el del sur se
conoce como Cordillera de Chongón y Colonche. Entre la cadena costera y el
pie de monte Andino se extiende una planicie de forma alargada con una
importante red hidrográfica donde se observan dos direcciones principales de
drenaje: la primera va hacia el Sur en dirección de las cuencas de Babahoyo y
del Golfo de Guayaquil y está drenada por dos ríos Daule y Babahoyo; la
segunda dirección es hacia el Oeste y Noroeste en dirección al Océano Pacífico
cuyo río principal es el Esmeraldas.
En el borde oriental de esta planicie se observan importantes conos aluviales que
nacen de la Cordillera Occidental. Estos conos tienen diferentes extensiones y
volúmenes. El más importante es el de Santo Domingo de los Colorados que se
caracteriza por tener dos fuentes de alimentación: el Río Toachi al Sur y
Guayllabamba al Norte.
Geología de la zona costera
El basamento de la zona costera es de origen alóctono, formado por rocas de
corteza oceánica (MORB) de edad Aptiana-Albiana agrupadas dentro de la
Formación Piñón (Goosens y Rose, 1973; Lebrat, 1985; Baldock, 1982; Lebrat
et al., 1987). En la zona sur sobre la Formación Piñón se encuentran sedimentos
pelágicos (Formación Calentura), turbidíticos y coladas de lava, que se
depositaron en una cuenca marginal, abierta entre el arco insular activo (Cayo)
durante la parte temprana del Cretácico Superior y un arco insular activo (San
Lorenzo) durante el Cretácico Terminal y el Paleoceno (Jaillard et al., 1995).
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En el Paleoceno Superior, una deformación importante en la zona sur, representa
la colisión del arco Cayo al margen andino. Durante el Eoceno Inferior, un
nuevo evento tectónico probablemente provoca la emersión de toda el área
(Jaillard et al., 1995).
En el límite Eoceno Inferior-Medio una segunda cuenca de antearco se formó.
Depósitos costeros o continentales datados del fin del Eoceno Medio y base del
Eoceno Superior, expresan una fase mayor relacionada con la colisión definitiva
de la costa a la margen andina, la misma que emergió para formar nuevas
cuencas de antearco en el Oligoceno Terminal-Mioceno (Jaillard et al., 1995).
Daly (1989) y Pardo-Casas y Molnar (1987) relacionan los cambios en
depositación y deformaciones con el aumento de la velocidad de convergencia
de la Placa Nazca. Las cuencas así formadas son de Norte a Sur, las de Borbón,
Manabí, Progreso y Jambelí.
La sedimentación en las cuencas está caracterizada por la depositación de lutitas
y areniscas finas de origen marino poco profundo. La formación de estas
cuencas pudo estar definida por la apertura del Golfo de Guayaquil a lo largo de
la Megacizalla Dolores-Guayaquil (Shepherd y Moberly, 1981). Durante este
período, la cuenca de Progreso se ve confinada por un segmento de la falla
Chongón y Colonche, Falla Carrizal y por la Falla La Cruz, probablemente
presentes desde la colisión que ocurrió en el Paleoceno Superior-Eoceno
Temprano (Jaillard et al., 1995).
Los depósitos cuaternarios en el continente corresponden a series detríticas
volcánicas y fluvio-lacustres, mientras que según interpretaciones geofísicas en
el depocentro de la cuenca de Jambelí los depósitos Plio-Cuaternarios alcanzan
espesores de hasta 10.000 m lo que da una tasa de subsidencia de 400 m/Ma
(Benitez, 1985).
Interpretación Neotectónica
Siguiendo la metodología descrita en la sección 6, se han estudiado imágenes
satelitales Lansat y Spot, 90 fotografías aéreas a escala 1:5.000 y 20 a escala
1:60.000 de la región. Los resultados de esa interpretación se detallarán en el
siguiente reporte.
9. MODELACIÓN GEODINÁMICA DE LOS AMBIENTES SISMO-
TECTÓNICOS
Marco Geodinámico
El Ecuador se encuentra en el sector nor-occidental de América del Sur, está
divido en tres grandes zonas morfológicas (costa, sierra y oriente) paralelas al
borde pacífico y que son el resultado de la evolución del margen sudamericano
desde el Mesozoico (180 Ma).
A la latitud del borde ecuatoriano-colombiano la Placa Nazca formada en el Rift
Cocos-Nazca de orientación E-O, se subduce bajo Sudamérica. Esta placa
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Nazca, de edad Miocena (<20Ma) está limitada al sur por el Escarpe Grijalva
que la separa de una placa Nazca más vieja de edad Eocena (>30Ma) formada en
el Rift del Pacífico Medio, de orientación N-S.
La joven Placa de Nazca presenta un relieve complejo caracterizado por un
conjunto de rifts (abismos) de orientación E-O conectados por fallas
transformantes y por dos cadenas montañosas submarinas (Carnegie y
Malpelo), formadas al paso de la Placa sobre el punto caliente de Galápagos
hace 22-17 Ma (Hey, 1977). La cadena de Malpelo, frente a la margen sur de
Colombia no alcanza la fosa aún, no así la de Carnegie que se subduce bajo el
borde ecuatoriano, entre los 0.5°N y 2.5°S. Esta última tiene una extensión de
280 km. y una altura de 2000 m sobre la plataforma (Lonsdale, 1978).
El fenómeno de la subducción es responsable de la cadena montañosa de los
Andes. Así, los Andes de Norte tienen una longitud de más de 1700 km. que se
extiende desde el norte de Venezuela hasta los 3° S en el Ecuador y son parte del
denominado Bloque Andino (Pennington, 1981; Kellog y Bonini, 1982). Los
Andes del Norte se diferencian de los Andes Centrales no sólo por su posición
geográfica, sino también por la naturaleza de su substrato, así pues, estos últimos
están constituidos por materiales siálicos autóctonos (Mégard, 1978), mientras
que los Andes del Norte se caracterizan por la presencia de materiales alóctonos
de origen oceánico y continental resultado de sucesivas acreciones (Feininger y
Bristow, 1980; Mc Court et al., 1984; Lebrat, 1985; Mégard et al., 1987, Aspden
y Litherland, 1992).
La geodinámica del Bloque Andino está controlada por la convergencia oblicua
de las Placas Nazca y Sudamérica, la misma que hace que el Bloque Andino sea
expulsado en dirección NNE (Ego et al., 1995). De acuerdo a los modelos de
cinemática global, se estima que la velocidad de expulsión del Bloque Andino es
de 6 mm/año (Mora et al., 1995) (figura 3).
La velocidad de convergencia entre la Placa Nazca y la Sudamericana se estimó
en 70 mm/año con una dirección N81°E utilizando el modelo NUVEL 1, donde
no se considera el Bloque Andino como una placa independiente de la Placa
Sudamericana (DeMets et al., 1990).
El movimiento de expulsión del Bloque Andino está acomodado por un sistema
de fallas activo dextral (Sistema Mayor Dextral) que forma el límite entre el
Bloque Andino y la Placa Sudamericana (Pennington, 1981; Kellog y Bonini,
1982; Aggarwal et al., 1983; Mann y Burke, 1984; Soulas, 1986; Toussaint y
Restrepo, 1987; Mann y Corrigan, 1990; Soulas et al., 1991). El Sistema Mayor
Dextral comienza en el Golfo de Guayaquil con la Falla de Pallatanga (Soulas et
al., 1991; Winter et al., 1993). En el norte del Ecuador la Falla de Pallatanga
salta hacia el lado Este de la Cordillera de los Andes donde toma el nombre de
Chingual-La Sofía (Soulas et al., 1991; Ego, 1993; Ego et al., 1993).
Entre ambas estructuras la presencia de algunas fallas y pliegues de edad
cuaternaria y de dirección N-S ubicadas dentro del Callejón Interandino son
interpretadas como la continuación de estos sistemas (Winter, 1990; Ego, 1993;
Ego et al., 1993). Sin embargo para Soulas et al (1991) la unión entre ambas
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estructuras (Pallatanga y Chingual) se dirige más hacia el Este pasando por la
Cordillera de los Llanganates en dirección a Baeza.
Figura 3. Geodinámica del Bloque Andino
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De acuerdo a este esquema de geodinámica regional la denominada Dolores-
Guayaquil Megashear (Megacizalla) correspondiente a la sutura entre los
terrenos aloctónos de la Cordillera Occidental y el Callejón Interandino-
Cordillera Real (Case et al., 1971,1973; Campbell, 1974; Feininger y Seguin,
1983) no es la estructura que controla la tectónica activa actual.
Como se sustentará con el detalle de la interpretación de imágenes, la estructura
activa actual que controla la geodinámica regional del Golfo de Guayaquil es el
Sistema Puná – Pallatanga.
10. DESARROLLO DE ESPECTROS PARA DISEÑO SISMO-
RESISTENTE
(Se actualizo en Informe Final)
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11. MAPA DE LOS SISTEMAS DE FALLAMIENTO GEOLÓGICO
ACTIVOS
La preparación de este mapa se encuentra en progreso. Como falla principal se
destaca la falla Puná – Pallatanga.
12. MAPA DE REGIONALIZACIÓN SÍSMICA DEL CANTÓN
Evaluación del Peligro Sísmico en el Cantón
Se construye una malla de 12 puntos para evaluar el Peligro Sísmico del Cantón
Guayaquil. Son 13 puntos en total, al agregar al modelo las coordenadas
geográficas de la ciudad de Guayaquil.
En la sección 5, se identificaron dos fuentes sismogenéticas relevantes. Luego de
hacer los análisis respectivos se pudo establecer que la contribución al peligro
total que aporta la zona sur oriental del Ecuador es marginal respecto de la que
aportan el Area 1 (orogénesis costera) y el Area 2 (subducción profunda bajo el
Cantón), por tal motivo el modelo final no incluye los aportes de esa fuente.
Siguiendo el procedimiento descrito en la sección 5 se calcula
probabilísticamente el valor de la aceleración en superficie, para cada fuente
sísmica, en cada uno de los 13 puntos del modelo.
Se estima también el “Peligro Conjunto”, resultante de combinar el análisis de
las Areas 1 y 2. Los valores de aceleración del terreno son también obtenidos
para este caso.
Las aceleraciones en el terreno se calculan para períodos de retorno de 50, 100,
200 y 475 años; y, finalmente se obtienen los valores de la aceleración en roca
dividiendo los valores de aceleración en superficie para el factor de
amplificación del suelo blando correspondiente. Este criterio se adopta en razón
de que el modelo probabilístico utiliza intensidades de catálogo que en la
generalidad de los casos resultan del daño observado sobre el suelo blando.
Los resultados se muestran en las tablas 10, 11 y 12, donde:
a, b son los coeficientes de la Ley de Gutemberg Richter
I es la intensidad general esperada
ag(Tr) = Aceleración en terreno blando expresada como fracción de la gravedad
ao(Tr) = Aceleración en roca expresada como fracción de la gravedad.
Mapas de isoaceleraciones
Al graficar las aceleraciones obtenidas para el período de retorno de 475 años
(sismo raro), para el “Peligro Conjunto” de las Areas 1 y 2, se obtienen las
curvas de isoaceleraciones que se presentan en las figuras 8 y 9.
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Tabla 10a. Intensidades esperadas en el Cantón Guayaquil para el Area 1.
Tabla 10b. Aceleraciones esperadas en el Cantón Guayaquil para el Area 1.
Tabla 11a. Intensidades esperadas en el Cantón Guayaquil para el Area 2.
Punto a b I(50) I(100) I(200) I(475)
1 -1.01 2.90 5.58 6.27 6.95 7.81
2 -1.11 3.12 5.17 5.80 6.42 7.20
3 -1.24 3.50 4.82 5.38 5.94 6.64
4 -0.95 2.70 5.84 6.58 7.32 8.23
5 -1.08 3.02 5.27 5.91 6.55 7.35
6 -1.22 3.41 4.88 5.45 6.02 6.73
7 -0.92 2.64 5.96 6.72 7.47 8.41
8 -1.05 2.91 5.36 6.03 6.69 7.52
9 -1.18 3.27 4.94 5.53 6.12 6.85
10 -1.02 2.83 5.45 6.13 6.81 7.66
11 -1.17 3.24 4.97 5.56 6.16 6.90
12 -0.89 2.54 6.13 6.92 7.70 8.68
Guayaquil -1.03 2.90 5.49 6.16 6.84 7.68
Punto ag(50) ag(100) ag(200) ag(475) ao(50) ao(100) ao(200) ao(475)
1 0.04 0.07 0.10 0.16 0.01 0.02 0.04 0.07
2 0.04 0.05 0.07 0.11 0.01 0.02 0.03 0.04
3 0.03 0.04 0.06 0.08 0.01 0.01 0.02 0.03
4 0.05 0.08 0.12 0.21 0.02 0.03 0.05 0.10
5 0.04 0.05 0.08 0.12 0.01 0.02 0.03 0.05
6 0.03 0.04 0.06 0.09 0.01 0.01 0.02 0.03
7 0.06 0.09 0.13 0.23 0.02 0.03 0.05 0.11
8 0.04 0.06 0.09 0.14 0.01 0.02 0.03 0.06
9 0.03 0.04 0.06 0.09 0.01 0.01 0.02 0.03
10 0.04 0.06 0.09 0.15 0.01 0.02 0.03 0.06
11 0.03 0.04 0.06 0.10 0.01 0.01 0.02 0.04
12 0.06 0.10 0.15 0.27 0.02 0.04 0.06 0.13
Guayaquil 0.04 0.06 0.09 0.15 0.01 0.02 0.03 0.06
Punto a b I(50) I(100) I(200) I(475)
1 -0.83 1.19 4.80 5.65 6.49 7.53
2 -0.75 0.95 5.14 6.07 7.00 8.16
3 -0.92 1.66 4.70 5.46 6.21 7.15
4 -0.83 1.24 4.90 5.74 6.59 7.64
5 -0.70 0.83 5.44 6.44 7.43 8.67
6 -0.83 1.26 4.91 5.75 6.59 7.64
7 -0.90 1.64 4.79 5.56 6.33 7.28
8 -0.70 0.87 5.48 6.48 7.48 8.72
9 -0.79 1.19 5.09 5.98 6.86 7.95
10 -0.76 1.18 5.30 6.21 7.12 8.26
11 -0.75 1.01 5.24 6.17 7.11 8.27
12 -0.86 1.44 4.88 5.70 6.51 7.51
Guayaquil -0.77 1.05 5.12 6.03 6.94 8.07
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Tabla 11b. Aceleraciones esperadas en el Cantón Guayaquil para el Area 2.
Tabla 12a. Intensidades esperadas en el Cantón Guayaquil para el
análisis conjunto del Peligro Sísmico de las Areas 1 y 2.
Tabla 12b. Aceleraciones esperadas en el Cantón Guayaquil para el
análisis conjunto del Peligro Sísmico de las Areas 1 y 2.
Punto ag(50) ag(100) ag(200) ag(475) ao(50) ao(100) ao(200) ao(475)
1 0.03 0.05 0.08 0.14 0.01 0.01 0.03 0.06
2 0.03 0.06 0.10 0.20 0.01 0.02 0.04 0.09
3 0.03 0.04 0.06 0.11 0.01 0.01 0.02 0.04
4 0.03 0.05 0.08 0.15 0.01 0.02 0.03 0.06
5 0.04 0.07 0.13 0.27 0.01 0.03 0.05 0.13
6 0.03 0.05 0.08 0.15 0.01 0.02 0.03 0.06
7 0.03 0.04 0.07 0.12 0.01 0.01 0.02 0.05
8 0.04 0.08 0.13 0.27 0.01 0.03 0.05 0.14
9 0.03 0.06 0.09 0.18 0.01 0.02 0.03 0.08
10 0.04 0.06 0.11 0.21 0.01 0.02 0.04 0.10
11 0.04 0.06 0.11 0.21 0.01 0.02 0.04 0.10
12 0.03 0.05 0.08 0.14 0.01 0.01 0.03 0.06
Guayaquil 0.03 0.06 0.10 0.19 0.01 0.02 0.04 0.09
Punto a b I(50) I(100) I(200) I(475)
1 -0.94 2.89 6.00 6.75 7.49 8.41
2 -0.89 2.50 5.95 6.73 7.51 8.49
3 -1.04 3.05 5.43 6.10 6.77 7.60
4 -0.90 2.83 6.23 7.00 7.77 8.73
5 -0.84 2.33 6.19 7.03 7.85 8.89
6 -0.96 2.67 5.62 6.35 7.07 7.97
7 -0.92 3.01 6.24 7.00 7.75 8.69
8 -0.84 2.37 6.27 7.10 7.94 8.97
9 -0.92 2.54 5.78 6.53 7.29 8.23
10 -0.88 2.63 6.18 6.97 7.76 8.74
11 -0.88 2.36 5.90 6.69 7.48 8.47
12 -0.88 2.82 6.42 7.22 8.01 8.99
Guayaquil -0.90 2.67 6.11 6.89 7.67 8.63
Punto ag(50) ag(100) ag(200) ag(475) ao(50) ao(100) ao(200) ao(475)
1 0.06 0.09 0.14 0.23 0.02 0.03 0.06 0.11
2 0.06 0.09 0.14 0.24 0.02 0.03 0.06 0.12
3 0.04 0.06 0.09 0.14 0.01 0.02 0.03 0.06
4 0.07 0.10 0.16 0.28 0.02 0.04 0.07 0.14
5 0.06 0.10 0.17 0.30 0.02 0.04 0.07 0.16
6 0.05 0.07 0.11 0.18 0.01 0.02 0.04 0.08
7 0.07 0.10 0.16 0.27 0.02 0.04 0.07 0.14
8 0.07 0.11 0.17 0.32 0.02 0.04 0.08 0.17
9 0.05 0.08 0.12 0.21 0.02 0.03 0.05 0.10
10 0.06 0.10 0.16 0.28 0.02 0.04 0.07 0.14
11 0.05 0.09 0.13 0.24 0.02 0.03 0.06 0.12
12 0.07 0.12 0.18 0.32 0.02 0.05 0.08 0.17
Guayaquil 0.06 0.10 0.15 0.26 0.02 0.04 0.06 0.13
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Figura 8. Mapa de Isoaceleraciones en suelo blando Tipo IV (Sf) para
Período de Retorno de 475 años y vida útil de 50 años.
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Figura 9. Mapa de Isoaceleraciones en roca (Sb en clasificación UBC-97)
para Período de Retorno de 475 años y vida útil de 50 años.
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El mapa de isoaceleraciones en suelo suave Tipo IV (Sf para UBC-97) se ha
desarrollado asumiendo que este suelo cubre todo el Cantón, mientras que el de
suelo rocoso (Sb de acuerdo con la clasificación UBC-97) considera que todos
los suelos son rocosos.
El peligro sísmico varía entre ambas cotas, por lo que los valores que
proporcionan las curvas de isoaceleraciones no se utilizan directamente para la
construcción de los espectros.
El valor de la aceleración en la superficie libre del terreno, que representa la
ordenada de un espectro de diseño para el período T=0, se la obtiene aplicando
un valor característico de las curvas de isoaceleraciones existentes dentro de una
zona definida por el Mapa de Zonificación Sísmica Cantonal; siendo necesario
en el caso de los suelos tipo I y II corregir los valores de aceleración en roca
seleccionados por los factores de amplificación aplicables según el caso.
Aceleración espectral para período T = 0
En la tabla 13 se ilustran los valores de la aceleración en la superficie del terreno
correspondiente a T=0 para los 12 espectros de las figuras 4 a 7. Estos valores se
han obtenido siguiendo los criterios anteriormente expuestos.
Tabla 13. Aceleración espectral para período T = 0
Mapa de Zonificación Sísmica
En la figura 10 se muestra el Mapa de la Zonificación Sísmica de los suelos del
Cantón. Allí se definen los límites de los cuatros tipos de suelo existentes: I, II,
III y IV; que corresponden a Sc, Sd, Se y Sf de acuerdo con el UBC-97.
La descripción de los suelos es la siguiente:
Tipo I: Comprende las formaciones rocosas Piñón y Cayo, a las que se les ha
asignado los atributos que el UBC-97 define para roca suave Sc. A falta de
información geotécnica, no se diferencian los afloramientos de la formación
Piñón que podrían calificar como suelo tipo Sb, por tener cobertura de suelo
firme o roca blanda de menos de 3 metros de espesor sobre la roca.
Sismo de Análisis
Tipo de
Suelo
Frecuente
Tr = 50 años
Ocasional
Tr = 100 años
Raro
Tr = 475 años
I 0.03g 0.05g 0.17g
II 0.04g 0.07g 0.22g
III 0.06g 0.1g 0.26g
IV 0.06g 0.1g 0.26g
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Tipo II: Además de los cerros Santa Ana y El Carmen de la formación Cayo,
comprende a los suelos de las formaciones Guayaquil, Macuchi, Azúcar, San
Eduardo, Ancón, Zapotal, Dos Bocas, Villingota, Consuelo, Subibaja, Progreso,
Puná y Tablazo.
En la cordillera Chongón-Colonche (formaciones Guayaquil y San Eduardo) es
común encontrar coberturas de suelos residuales sueltos (en ciertos sitios
conformando taludes poco estables) que frecuentemente exceden los 5 metros de
espesor. Así mismo, varios sondeos geotécnicos realizados en Chongón y la
cuenca de Progreso reportan suelo muy denso o roca dura a partir de 6 o 7
metros de profundidad. Las anteriores condiciones determinan que estas
formaciones hayan sido clasificadas en su toda su extensión como suelos del
tipo II (Sd).
A falta de una Zonificación Geotécnica de detalle, no ha sido posible diferenciar
subzonas pertenecientes a estas formaciones en las que el suelo pueda ser
clasificado como del tipo I por su mejor calidad. El UBC-97 sugiere que a falta
de información geotécnica del suelo se asuma Sd. En la normativa cantonal se
especificará que a través de estudios geotécnicos apropiados es posible clasificar
al suelo de acuerdo con la información geotécnica obtenida en el sitio.
Tipo III: Son los depósitos de suelo blando de tipo aluvial fluvio lacustre y
estuarino que yacen sobre un basamento de suelo muy denso o roca localizada a
una profundidad menor a 33 metros. Comprende los suelos blandos de la zona
norte de la ciudad de Guayaquil y otras áreas donde se infiere la presencia de
suelo blando en estratos poco profundos, delimitados en su mayor parte por una
franja de 200 metros de ancho entre los suelos tipo I o II, y el suelo tipo IV.
Tipo IV: Depósitos estuarinos profundos (más de 33 metros de suelo blando)
manglares o antiguos manglares ubicados en el Golfo de Guayaquil,
caracterizados por su alta plasticidad y contenido orgánico. Dentro del límite
urbano de la ciudad de Guayaquil estos depósitos yacen sobre un basamento de
suelo denso localizado a una profundidad generalmente entre 40 y 60 metros.
UNIVERSIDAD
CATÓLICA
DE SANTIAGO DE GUAYAQUIL
__________________
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Guayaquil, Ecuador
Figura 10. Mapa de Zonificación Sísmica del Cantón Guayaquil
MODELO DE ANALISIS DE AMENAZA SISMICA Ing. Alex Villacrés Sánchez, M.Sc. Universidad Católica de Santiago de Guayaquil Instituto de Investigación y Desarrollo de la Facultad de Ingeniería (IIFIUC) Av. Carlos Julio Arosemena, Km 1 ½, Guayaquil
1. HISTORIA SISMICA DEL SITIO 2. IDENTIFICACION DE LAS FUENTES SISMICAS POTENCIALMENTE PELIGROSAS
Figura 1. Area Sismogénica 1 y ubicación de epicentros de sismos históricos
Tabla 1. Magnitudes (Ms>5.0) registradas en el área sismogénica 1.
Año Mes Longitud Latitud Profundidad (Km)
Magnitud Ms
1896 5 -80.45 -0.51 0 7.0
1898 4 -80.50 -0.50 0 5.7
1906 1 -81.50 1.00 25 8.6
1937 9 -80.00 -0.50 0 6.5
1938 2 -81.00 -1.50 0 5.1
1942 5 -81.50 -0.75 0 8.0
1942 7 -80.50 0.50 0 6.2
1944 10 -80.50 0.50 0 6.9
1946 3 -80.90 -1.70 0 5.7
1949 11 -80.90 -1.70 0 5.1
1956 1 -80.50 -0.50 0 6.9
1958 1 -79.37 1.22 40 7.8
1958 1 -79.51 1.34 60 7.0
1958 3 -81.00 -0.50 0 6.2
1959 2 -80.50 -1.00 0 6.4
1960 4 -80.50 0.50 0 5.5
1961 10 -80.40 -0.40 56 6.3
1962 10 -80.40 -1.30 75 6.3
1964 5 -80.29 -0.84 34 6.0
1970 12 -80.80 -1.34 34 5.7
1974 3 -80.01 0.39 53 5.6
1976 4 -79.63 0.85 19 6.7
1977 5 -81.13 -1.71 10 5.1
1979 3 -80.10 0.63 12 5.3
1983 11 -79.79 0.48 39 6.3
1987 9 -80.80 -1.00 33 5.1
1989 6 -79.60 1.13 28 6.1
1990 9 -80.28 -0.13 8 6.1
1996 12 -80.73 -0.24 33 5.1
1998 8 -80.41 -0.55 19 7.1
3. ATENUACION DE INTENSIDADES PARA EL SITIO
En el proyecto de manejo del riesgo sísmico para la ciudad de Quito, se usaron 23 terremotos históricos que incluían 1104 observaciones de intensidades sísmicas seleccionadas del catalogo sísmico histórico del Ecuador [ref 5]. Mediante el uso de esta información, se determinaron relaciones de atenuación de intensidades para el país. La relación encontrada para sismos de subducción es:
I = 1.70 Ms – 4.82 log (X) + 3.97 (1)
En esta relación, se hipotiza que la intensidad sísmica en un sitio dado durante un terremoto (en escala de Mercalli modificada o escala MSK) es función de la magnitud del sismo (Ms), la distancia del sitio al foco sísmico (X) y las condiciones de sitio, representadas por el coeficiente independiente 3.97. La ecuación (1) ha sido obtenida para todo el país. 4. RELACION DE GUTENBERG-RICHTER PARA LAS ZONAS SISMOGENICAS
La relación de Gutenberg-Richter establece que el logaritmo vulgar del número de eventos sísmicos con magnitud mayor o igual a un cierto valor M es directamente proporcional a dicha magnitud.
Log [N(m>=Ms)] = a - b Ms a>0 , b > 0 (2)
Esta relación puede ser calculada para caracterizar la actividad de una determinada fuente sísmica si se dispone de información suficiente para un modelo de regresión.
Tabla 3. Número de observaciones de eventos con magnitud >=Ms durante el presente siglo en el área sismogénica 1.
Magnitud Número de Desde Hasta Frecuencia Log
>=Ms Observaciones año año Anual
3.75 128 1963 1991 4.414 0.645
4.25 68 1963 1991 2.345 0.370
4.75 25 1963 1998 0.694 -0.158
5.25 19 1956 1998 0.442 -0.355
5.75 14 1956 1998 0.326 -0.487
6.25 9 1956 1998 0.209 -0.679
6.75 8 1896 1998 0.078 -1.110
7.75 3 1896 1998 0.032 -1.491
Figura 2. Ley de Gutenberg-Richter para el área sismogénica 1.
En la tabla 3 se debe observar, en la tercera columna, que el catálogo sísmico del Ecuador ha sido considerado completo para magnitudes Ms>=3.75 sólo desde 1963, en tanto que para magnitudes Ms>=5.25 se considera completo desde 1956. El catálogo se ha considerado completo desde 1896 sólo para grandes magnitudes. De esta manera se ha tomado en cuenta el factor denominado de completitud del catálogo.
La relación de Gutenberg-Richter encontrada es:
Log [N(m>=Ms)] = 2.5154 – 0.5256 Ms
5. DISTRIBUCION DE LA DISTANCIA FOCAL AL SITIO DE ESTUDIO.
La distancia focal X se define como aquella que existe entre el foco de un sismo y el sitio de interés. La distribución de este parámetro para los sismos con foco en el área sismogénica 1 y el sitio de interés se ha calculado como una distribución teórica de las distancias focales, para lo cual se hipotiza que toda el área sísmica tiene un potencial uniforme para producir sismos de cualquier magnitud en cualquier tiempo [ref 6].
Ley de Gutenberg-Richter. Ecuador-Area 1.
y = -0.5256x + 2.5154
R2 = 0.9772
-2.00
-1.50
-1.00
-0.50
0.00
0.50
1.00
3.5 4.0 4.5 5.0 5.5 6.0 6.5 7.0 7.5 8.0
Ms
Lo
g[N
(m>
Ms)]
Por tanto, se dividió el área sismogénica 1 en 114 sub-áreas iguales y se usó el centro de cada una de estas sub-áreas para calcular una distancia focal. Los 114 valores así calculados fueron luego usados para definir la distribución de distancias focales que se muestra en la figura 3.
Figura 3. Distribución de la distancia focal X. Area 1.
6. TASA DE RECURRENCIA DE LAS INTENSIDADES SISMICAS La tasa de recurrencia de una determinada intensidad sísmica en un sitio por sismos con foco en una determinada area sismogénica se define como el número medio de veces que se espera que esa intensidad sea igualada o superada en un determinado período de tiempo en dicho sitio [ref 7]. Si dicho período es escogido como un año entonces se dice que la tasa de recurrencia es anual. La formula para calcular la tasa de recurrencia anual es:
V(I) = Vk f(I/Ms,X) f(Ms) f(X) dMs dX (3)
Ms X Donde: V(I): número medio anual de intensidades iguales o mayores a I en el sitio
Frecuencia de X
0
10
20
30
25 75 125 175 225 275 325 375
X (Km)
Frec
ue
nc
ia
Vk : número anual de sismos con magnitud mayor o igual a Mo en la fuente sísmica k f(I/Ms,X) : función de probabilidad condicional de intensidades f(Ms) : función de probabilidad de magnitudes f(X) : función de probabilidad de distancias focales Mo : magnitud mínima usada en el estudio (escala Ms) El valor Mo usado en este estudio es Ms = 5.0 por considerar que esta es la máxima magnitud sísmica para la que cabe esperar intensidades iguales o mayores al grado VII en la escala de Mercalli modificada. El valor correspondiente a Vk se calcula en base a la relación de Gutenberg-Richter encontrada. Para Ms=5.0, el valor correspondiente a Vk se calcula como:
Vk = N(m>=5.0)
De la ecuación (2), se obtiene Vk = 0.772 La función de probabilidad de magnitudes se puede definir también en base a la ecuación (2). Especificamente, f(Ms) se define como:
exp [- (Ms – Mo)] f(Ms) = --------------------------------- (4)
1 – exp [-(Mu – Mo)] Donde:
: parámetro beta, calculado como b/log(e), donde b es el coeficiente de la ecuación 2 Mu : magnitud máxima esperada en el área sismogénica
En nuestro caso = 1.210 y Mu = 9.0 Ms La función de probabilidad condicional f(I/Ms,X) se valora en base a una función de la variable
normal discreta I, con media I y varianza I ², donde:
I = 1.70 Ms – 4.82 log(X) + 3.97
I ² = 1.59
Luego: 12
f(I/Ms,X) = C exp[-(I - I)² /(2I²) ] dI (5)
I Donde:
12
C = exp[-(I - I)² /(2I²) ] dI
0 La ocurrencia de intensidades igual o mayor a un cierto grado I se hipotiza como un proceso estocástico de tipo Exponencial, de tal manera que la probabilidad de que la intensidad iguale o exceda un cierto valor I en un año cualquiera es:
P(I) = 1 – exp[-v(I)] (6)
Y el período de retorno de este evento se define como:
T(I) = 1/P(I) (7) 7. RELACION INTENSIDAD/ACELERACION
Existen muchas propuestas de modelos para pasar de intensidad a aceleración del terreno. En este estudio se ha decidido adoptar la relación de Murphy/O’Brien, por ser la que mejor se ajusta a las pocas observaciones de aceleración e intensidad obtenidas en la región litoral. Dicha relación propone:
Log (Ag) = 0.25I + 0.25 (8)
Donde:
Ag : aceleración del terreno
I : intensidad Mercalli 8. ACELERACION MAXIMA ESPERADA El modelo que relaciona la intensidad máxima con la tasa anual promedio se ha encontrado con un modelo de regresión (R-square = 0.99). Este modelo es el siguiente:
Ln(v) = 3.355 – 0.849 Imax (9)
Donde: v : tasa media anual de intensidades Imax : intensidad máxima esperada (escala de Mercalli modificada)
UNIVERSIDAD CATOLICA DE SANTIAGO DE GUAYAQUIL
INSTITUTO DE INVESTIGACION Y DESARROLLO
DE LA FACULTAD DE INGENIERIA. IIFIUC.
“ANALISIS DE AMENAZA SISMICA PARA EL CANTÓN
GUAYAQUIL”
Por: Ing. Alex Villacrés Sánchez, M.Sc.
RESUMEN
Se presenta una metodología para estimar la amenaza desde
la historia de intensidades.
El modelo estima la tasa media de ocurrencia de intensidades
en escala de Mercalli como una función de la magnitud, la
distancia focal de eventos y las características del suelo.
Es posible de esta manera estimar la intensidad de Mercalli
asociada a un período de retorno dado.
Se asume que existe una relación entre la intensidad y la
aceleración del terreno para estimar la aceleración esperada
en el sitio, asociada al período de retorno dado.
Aceleraciones esperadas
en superficie en el Cantón
Guayaquil.
Hipotizando suelo suave
en todo el Cantón y usan-
do la historia sísmica de
la ciudad de Guayaquil.
Fuente: Subducción cos-
tera.
Aceleraciones esperadas
en superficie en el Cantón
Guayaquil.
Hipotizando suelo suave
en todo el Cantón y usan-
do la historia sísmica de
la ciudad de Guayaquil.
Fuente: Sismicidad Local.
Aceleraciones esperadas
en roca en el Cantón
Guayaquil.
Calculado en base al mo-
delo anterior y factores
de amplificación dados
por UBC-1997.
Fuente: Sismicidad Local
Aceleraciones esperadas
en superficie en el Cantón
Guayaquil.
Hipotizando suelo suave
en todo el Cantón y usan-
do la historia sísmica de
la ciudad de Guayaquil.
Fuente: Influencia conjun-
ta de la Subducción Coste-
ra y la Sismicidad Local.
Aceleraciones esperadas
en roca en el Cantón
Guayaquil.
Calculado en base al mo-
delo anterior y factores
de amplificación dados
por UBC-1997.
Fuente: Influencia conjun-
ta de la Subducción Coste-
ra y la Sismicidad Local.
VENTAJAS DEL MODELO
- Incorpora información no instrumental, como la Intensidad
Mercalli, en la estimación de la amenaza sísmica. Esto es
particularmente importante en el Ecuador, donde disponemos
de una historia de intensidades de 460 años, pero muy escasos
registros de aceleración del suelo.
- Los resultados obtenidos, en términos de periodo de retorno
de la Intensidad Mercalli, pueden ser verificados con los valo-
res observados históricamente en el sitio.
- La relación de atenuación de intensidades puede ser calibrada
para corresponder - de acuerdo con un criterio de mínimos cua-
drados - a las condiciones propias del sitio.
DESVENTAJAS DEL MODELO
- Las intensidades registradas en el país corresponden siempre
al máximo daño observado en los diversos sitios donde estos
han sido reportados. Esta desviación ha sido tomada en cuenta
reduciendo las intensidades obtenidas con el modelo en una
desviación típica.
- La intensidad es una variable observada siempre en superficie
y por lo tanto, está asociada al tipo de suelo predominante en
este. El modelo no proporciona, por tanto, valores de acelera-
ción esperada “en roca”. Estos últimos valores necesitan ser in-
feridos.
- Es necesario calibrar un modelo de relación entre intensidad
Mercalli y aceleración en superficie.
ANALISIS NEOTECTONICO
Preparado por: Alexandra Alvarado, Ph.D.
Instituto Geofísico Nacional IGN-EPN
Como se indicó anteriormente este estudio se basó fundamentalmente en la investigación
geomorfológica, usando para ello fotografías aéreas y se revisó la información aportada
por los mapas topográficos. En este material se buscó los indicios que muestren rasgos
anómalos tanto en la topografía como en la red hidrográfica, asociados a la presencia de
fallas activas. Por otra parte, se recolectó la información existente de trabajos previos.
Con estos datos se identificó 6 zonas de interés: Cordillera de Chongón Colonche; sistema
Pallatanga-Isla Puná; sistema río Bulubulu - Tixán, Golfo de Guayaquil; la cuenca de Daule
Babahoyo y Península de Santa Elena.
Cordillera Chongón Colonche.
La cordillera tiene una dirección principal E-O y cambia de dirección en su borde occidental
a casi NNE-SSO. En el extremo occidental se observan dos direcciones estructurales
importantes NNE-SSO, visible al Norte del pueblo de La Rinconada y una dirección N130°
al Sur del pueblo de Olón. Entre ambos puntos se tiene una zona de transición
caracterizada por fallas de dirección N70°E.
En general la cordillera se encuentra muy fracturada como se evidencia en los mapas
geológicos, pero hay que indicar que estas estructuras no son necesariamente activas
actualmente, por lo que se ha tratado de identificar únicamente aquellos trazos que
puedan ser potencialmente peligrosos y que se describen a continuación.
En el sector de Cerro Azul es destacable la presencia de un escarpe muy claro, de
dirección aproximada N 100°. Este escarpe se prolonga desde la comuna Casas Viejas
hasta la ciudad de Guayaquil (Figura 1). Su morfología sugiere un origen tectónico con
indicios de facetas triangulares, la pendiente del escarpe es hacia el sur. A partir de la
comuna Casas Viejas hacia el Oeste el trazo del escarpe es menos nítido.
Esta morfología induce a pensar en una falla probablemente normal con un período de
recurrencia alto. Se intentó identificar el plano de falla pero no fue posible observarlo. Se
la puede segur por 10 km. Por otra parte existen otros rasgos anómalos en esta parte de
la cordillera que muestra una variación de la dirección entre Cerro Azul y Cerro Blanco, el
cual toma una dirección NNE-SSO, probablemente está limitada con fallas que no han
podido ser identificadas, sin embargo, Benítez (1995) muestran evidencias de fallas
sinestrales de dirección NNE-SSO. De estas estructuras no fue posible estimar su grado de
actividad, pero posiblemente no son muy activas ya que a diferencia de la falla de Cero
Azul, estos rasgos son menos evidentes.
Existen otros lineamientos ubicados hacia el borde oeste de la cordillera, estos
fundamentalmente son fallas que fueron activas durante el proceso de formación de la
cordillera.
SISTEMA PALLATANGA - ISLA PUNA.
Segmento Pallatanga
La falla de Pallatanga es una de las estructuras de importancia que se encuentra en el
país. Su trazo se lo puede seguir claramente desde la población de Bucay (General
Elizalde) hasta cerca de la laguna de Colta, con un rumbo general N30°, por
aproximadamente 50 km. Está compuesta por una serie de fallas y estructuras que
definen un carácter complejo.
Este accidente atraviesa la cordillera Occidental siguiendo los valles de los ríos Chimbo,
Cocos y Pangor. En la desembocadura del río Chimbo en la planicie costera es donde la
conservación de índices morfológicos impiden un seguimiento de la estructura debido al
gran poder erosivo que tiene los ríos. En la zona subtropical y en el páramo, los rasgos
son más evidentes.
El segmento que sigue paralelo al río Pangor, aproximadamente desde la población de
Guangupud (1.76° S - 78.85° O) fue estudiado por Winter (1990). En este sector, la falla
interrumpe abruptamente los relieves y corta con un ángulo aproximado de 90° los
tributarios del río Pangor, su presencia está marcada en el paisaje por una ruptura de
pendiente resaltada por pantanos de pequeñas dimensiones limitados por los escarpes de
pendientes entre 25° y 30° que han sido desplazados. Por otra parte, se han identificado
morrenas glaciares desplazadas las mismas que permitieron determinar el desplazamiento
y estimar la velocidad media de esta falla en este sector que fue de entre 3.9 y 5.5
mm/año. Siendo aceptado el valor de 4.0 mm/año. La cinemática de este segmento es
transcurrente dextral.
Durante este trabajo se revisaron la fotografías aéreas de la falla desde el sector de
Cascajal (UTM 7138-97588) hasta Bucay (UTM 7075-97568). Entre estas dos poblaciones
la falla sigue paralela al río Chimbo. Está formada por al menos dos segmentos paralelos.
El segmento de la margen derecha desde Cascajal hacia el Norte, muestra colinas que
claramente obstruyen el drenaje de los afluentes del río Chimbo, además se observan
valles colgados, benchs, facetas triangulares (Foto 1,2,3 y 4). Siguiendo el río en esta
misma dirección, es clara la presencia de escarpes pronunciados posiblemente originados
por el paso de la falla hasta la confluencia con el río Coco (UTM 7201-97697)
Hacia el nor-este de la confluencia de los ríos antes mencionados se observa un valle más
amplio limitado por escarpes con pendientes entre 20° y 25°, su forma es ligeramente
rectangular, generando una cuenca de orientación NNE-SSO. Por estas características
podemos sugerir la presencia de un pull-apart.
Este segmento río abajo a partir de Cascajal, toma un valle tras las colinas paralelas que
bordean el río Chimbo. En las fotografías aéreas su trazo continúa hasta el sector
occidental de Bucay (UTM 7070-97570) y desplaza los drenajes de los esteros Agua Clara
(UTM 7092-97581) y Alvarado (UTM 7112-97590).
En la salida norte de Bucay entre el puente sobre el río Chimbo y el estero Agua Clara se
realizaron algunas medidas microtectónicas, que indican una zona de cizallamiento,
asociada a la presencia de la falla.
El segundo segmento identificado en las fotografías aéreas es el ubicado en el margen
izquierdo río abajo. Este segmento controla el drenaje de la quebrada Mallaguán (UTM
7130-97571) y además cerca de Cumandá forma una depresión alargada posiblemente
generada tectónicamente.
Entre los dos segmentos paralelos se forma una depresión en la cual se encuentran tres
niveles de terrazas, la más alta tiene una altura media de 430 m.s.n.m. La segunda
terraza, tiene una altura media de 380 m.s.n.m y la tercera 360 m.s.n.m; esta última es
la más reciente y está al nivel del río. Lo característico de estas terrazas es que tienen
formas rectangulares cuyos ejes más largos están en dirección N30° y por otra parte se
ubican en el costado oriental del río. Dada su forma y disposición sugieren un origen
tectónico, posiblemente pequeñas cuencas tipo pull-apart. En la foto 5 se observa este
valle y en primer plano tenemos la terraza de 380 m. Se observa además los escarpes a lo
largo del río.
A pesar de no tener evidencias claras de movimiento reciente, la presencia de elementos
geomorfológicos preservados a pesar del alto grado de erosión que sufre la zona, sugiere
una actividad reciente. Sin embargo es difícil precisar el grado de recurrencia, ya que no
conocemos el comportamiento de cada segmento. En el mapa 1 se dibujó un esquema
general de esta parte de la estructura y se denominó como segmento Pallatanga.
Hacia el Sur, cruzando los ríos Chimbo y Chanchán la continuación de la estructura es
menos clara ya que no se encuentran evidencias de su paso por estos dos ríos, o por el
cono aluvial que forman, esto sin embargo se puede explicar debido a que ambos
drenajes transportan gran cantidad de material y agua que borra cualquier evidencia de
movimiento, además adaptan rápidamente sus cursos.
Sin embargo en las fotografías aéreas se puede ver un escarpe contrapuesto en el flanco
occidental del cerro Cutuguay (UTM 7046-97499). Este escarpe cubre toda la extensión
del cerro y en observaciones de campo se pudo constatar la presencia del mismo lo cual
indica que al menos el segmento de la margen izquierda del río continuaría al Sur.
Hacia el Sur del Cerro Cutuguay, la estructura nuevamente es menos evidente por la
presencia del río Chilcales (UTM 6985-97445) que al igual que el Chimbo y el Chanchán
erosionan cualquier evidencia, sin embargo al Norte de San Isidro (UTM 6956-97418) hay
algunas colinas alineadas que podrían tener un origen tectónico.
Segmentos La Troncal y Pancho Negro
En las fotografías aéreas del sector Estero Las Pavas y de Playa Seca (UTM 6900-97360)
se identifican una serie de anomalías morfológicas, tales como control de drenajes,
escarpes y una depresión que podrían ser originada tectónicamente. En este caso la falla
continua con dirección N45°.
En dirección a La Troncal, es resaltable la forma del Cerro Huaquillas (UTM 6854-97332)
con una altura de 180 m.s.n.m. Está formado por conglomerados oxidados, que cerca del
reservorio de agua están fracturados tectónicamente. El cerro en sí tiene una forma
alargada en una dirección N45°, coincidente con las estructuras descritas anteriormente.
Estas series conglomeráticas parecen ser parte de conos aluviales más antiguos
probablemente del Cuaternario Inferior o Plioceno Superior. Al Sur del cerro Huaquillas se
observan otros montículos formados del mismo material.
Luego la estructura es más difícil de seguir debido a los depósitos de la planicie aluvial y a
los ríos que tienen un alto nivel de erosión y cursos variables, lo que dificulta encontrar
evidencias de movimientos tectónicos recientes; por otro lado la erosión antrópica ha
uniformizado las formas del paisaje.
Cabe indicar que el estero Pancho Negro (UTM 6730-97248) muestra un control
importante al igual que el río Cañar (UTM 6720-97242). En ambos casos sus aguas son
desviadas en dirección sur-oeste en lugar del continuar hacia el nor-oeste. Por otra parte
entre San Luis (UTM 6760 –97270) y la hacienda La Grecia (UTM 6728-97241), hay
drenajes incipientes que se dirigen hacia el nor-oeste lo cual sugiere una zona elevada en
esta dirección que es corroborado por una pequeña elevación al Norte de San Luis. El
control del río Cañar se extiende hacia el sur-oeste pasando cerca de la población de
Pancho Negro (UTM 6675-97232). Este accidente fue reconocido en el mapa de Fallas
Activas (Eguez et al, 1997).
El control descrito anteriormente posiblemente continúa hacia el sur-oeste en dirección a
Santa Rosa de Flandes si se considera un posible control del drenaje de los ríos que
desciende de la cordillera, tales como el río Chacayacu, Bucay y Naranjal. En todo caso
las evidencias morfológicas para este segmento son mucho menos claras por los aspectos
descritos anteriormente.
El segmento Santa Rosa de Flandes es paralelo a los dos segmentos descritos anteriores y
estaría controlando parte del curso inferior del Río Cañar. En el mapa 1 se muestra la
distribución de estos segmentos.
Isla Puná.
Sistema Zambapala
Al sur de la Isla Puná se identifica la cordillera de Zambapala, que es una estructura
alargada de dirección N40°E. Su altura máxima es de 297 m.s.n.m. y se extiende por
alrededor de 30 km; su origen es claramente tectónico.
Se identifica una serie de fallas inversas las mismas que limitan la cordillera al este y al
oeste; como rasgos morfológicos muestran escarpes sinuosos bien definidos. La falla del
borde oeste tiene una dirección media N40°, mientras que la del este es N60°.
La estructura del borde oeste termina hacia el sur en un escarpe de dirección N340°, que
separa la cordillera de una zona más baja que se dirige hacia el mar, su forma sugiere que
puede ser una falla normal.
La falla del este, se encuentra cortada por una falla de dirección N310°, que parece tener
una cinemática dextral, más al sur a la altura de la hacienda San Ramón, la estructura
cambia de dirección a N20°.
Estas fallas inversas levantan terrenos del Plioceno (Fm. Lechuza) sobre el Cuaternario,
perteneciente a la Fm. Tablazo. (Benitez, 1995).
Hacia el centro de la cordillera la estructura tectónica es más compleja, se identifica una
depresión alargada de dirección N40°, que contiene un lago. La depresión está limitada
por escarpes bien definidos, debido al control de drenaje que se observa se sugiere la
presencia de fallas transcurrentes. La depresión se puede definir como un pull-apart. La
falla del lado oriental muestra evidencias morfológicas de mayor actividad. Hacia el sur del
pull-apart las fallas se unifican, siendo muy claro en la topografía el movimiento dextral.
Lions (1995), propuso un modelo complejo de funcionamiento para esta estructura basado
en cambios en la dirección de los esfuerzos. En todo caso debido a sus características
parece que la estructura general responde a un sistema de flor positiva.
Campo Alegre y Yanzún
Dentro de la isla Puná se identifican además otras dos fallas, que son muy claras en el
paisaje, una se ubica al oeste de la población de Campo Alegre (UTM 5962-96885) y se
caracteriza por un escarpe de dirección N54°, que sugiere la presencia de una falla
inversa, en este caso el bloque oeste cabalga sobre el bloque este. Con la misma dirección
pero cerca al cerro Yanzún (UTM 6049-96974) se observa otro escarpe de similares
características, en el cual el cabalgamiento es del bloque este sobre el bloque oeste.
Ambos segmentos tienen una longitud aproximada de 7 km.
Sistema Río Bulubulu - Tixán.
Segmento Multitud.
A lo largo del río Yanayacu, desde aproximadamente el balneario del mismo nombre se
observa un trazo muy lineal de una estructura que forma parte del sistema que estamos
describiendo. Tiene como evidencias de movimiento facetas triangulares, relieves
desplazados, contra escarpes y drenajes controlados. Este trazo se lo puede seguir por
alrededor de 15 km. Por otra parte este accidente es un límite litológico entre la
formación Apagua del Eoceno y la Unidad Pallatanga del Cretácico (CODIGEM et al 1997).
Estos autores denominan a esta falla como Multitud.
Segmento Bulubulu – Zhucay – Estero Las Piedras – San José Chico
Una segunda falla de importancia es la denominada Bulubulu (CODIGEM, et al 1997) Esta
sigue el curso del río Bulubulu hacia el NE, igualmente es un límite litológico entre la
unidad Pallatanga y un grupo de intrusivos y rocas de la formación Ocaña del Eoceno.
(CODIGEM, et al 1997). A lo largo del río Bulubulu hasta el cerro Bueysirina la falla se ve
muy lineal y muestra escarpes. A partir del Cero Bueysirina las evidencias morfológicas de
movimiento son más claras, hay relieves desplazados y control de drenaje. El lineamiento
corta el río Chanchán y luego sigue paralelo a su curso hasta la Estación Chanchán (UTM
7285-97495) donde cambia de dirección de NE-SO a ENE-OSO hasta a población de
Pistishí (UTM 7365-9752), donde nuevamente toma el rumbo NE-SO.
En este segmento la falla muestra importantes zonas de deslizamientos especialmente en
las cercanías del Huigra. Se observan además escarpes y posiblemente lomas de presión,
posiblemente no sea un solo segmento sino varios.
Más al Norte la estructura continúa por Alausí y Tixán, en donde se han registrado algunos
sismos y enjambres sísmicos. En 1689 fue destruido Tixán obligando a su reubicación en
el sitio actual. En este sector se registro en 1988 un enjambre sísmico con eventos de
hasta 5.0 grados en la escala de Richter. La estructura continúa hacia al norte pasando
cerca de Palmira y Guamote.
Las características morfológicas que definen este segmento son abundantes
deslizamientos, control topográfico y de drenaje.
Golfo de Guayaquil
Los estudios que se han efectuado en este sector han sido utilizando perfiles sísmicos,
pozos y batimetría. Nuestro trabajo se basará fundamentalmente en las investigaciones de
Lions (1995) y Benítez (1995).
La formación del Golfo de Guayaquil o cuenca de Jambelí, ha sido atribuida por varios
autores a la acción de la falla de Pallatanga (Daly, 1989; Benitez 1995). No se sabe con
exactitud la época de inicio de su funcionamiento, pero en función de los datos
estratigráficos en el Golfo ella estaría activa durante todo el Plioceno y probablemente
durante parte del Mioceno medio y superior (Benitez 1995). El régimen de esfuerzos que
aparentemente funcionó desde el Mioceno en este sector tiene una dirección casi
constante E – O (Benitez 1995).
La deformación del Golfo es muy compleja y se observan levantamientos formados en
transpresión y cuencas de pull-apart formadas en transtensión (Benitez 1995). Entre las
zonas elevadas tenemos las islas de Santa Clara, Amistad y parte de Puná. Las cuencas de
Pull-apart son generalmente muy subsidentes. Se ha podido identificar que durante el
Plioceno-Quaternario se han depositado alrededor de 3000 m. de sedimentos, lo que da
una tasa de subsidencia de 600 m/año, lo que representa un valor sumamente alto
(Benitez 1995).
Lions (1995) determinó la presencia pequeñas depresiones subsidentes, la dirección
preferencial es N110°-120°, además se observan escarpes que forman una especie de
abanico que se abre hacia el sur-oeste. Estos escarpes, así como las depresiones sugieren
la presencia de fallas normales en parte asociadas a la subsidencia debido a la carga
sedimentaria y por otra a la actividad tectónica que coincide con la dirección de las
estructuras transcurrentes de la falla de Pallatanga.
Si se revisan los datos de sismicidad se puede constatar algún alineamiento de eventos
con dirección NNO-SSO. Hay que recalcar que el número de sismos detectados en la zona
no es un importante y que sería necesario realizar campañas con más estaciones para
definir mejor la microsismicidad. Por otra parte no se han reportado sismos importantes
ocurridos durante tiempos históricos.
Fallas de la Península de Santa Elena.
Las más importantes descritas en la literatura geológica, son la falla de La Cruz y la falla
Carrizal. Ambas limitan la cuenca de Progreso y convergen hacia el NO en el sector de la
cordillera de Chongon Colonche.
La falla de La Cruz tiene un movimiento sinestral y debido a que es una estructura muy
antigua tiene una compleja historia de movimiento. Sin embargo no es evidente
movimientos recientes en la misma, en parte por falta de análisis más precisos en el
sector y debido a que los sedimentos cuaternarios no están bien conservados. Sin
embargo por su dirección no se descarta que pueda ser activa. En los datos de la
sismicidad no se tienen evidencias históricas lo que podría sugerir tiempos de recurrencias
altos. Se segmento más activo parece el ubicado al extremo Nor-occidental,
La falla Carrizal principalmente muestra ser normal, al igual que la falla La Cruz su historia
de movimiento es muy compleja. Las características morfológicas podrían sugerir
actividad, sin embargo el mayor problema es la falta de información como datos de
paleosismolgía o sismos históricos asociados a ella.
Cuenca de Babahoyo – Daule.
Esta zona muestra un relleno sedimentario muy importante, actualmente caracterizado por
un régimen fluvial muy activo cuyos principales drenajes lo constituyen los ríos Babahoyo
y Daule. La cuenca aluvial del río Babahoyo es la más importante y más activa que la del
Daule.
El régimen fluvial está caracterizado por llanuras de inundación con ríos que cambian sus
cursos en períodos muy cortos de tiempo. Estos procesos erosivos hacen que la
identificación de estructuras activas sea más complicada, ya que cualquier evidencia de
ruptura se borra inmediatamente.
A pesar de esto se han podido identificar anomalías con la ayuda del drenaje. Una de ellas
se ubica al norte de Babahoyo y otra a la altura de Baba con dirección E-O. Estos
lineamientos no han podido ser confirmados en el campo, sin embargo pueden ser indicios
de una actividad tectónica reciente.
Estimación de magnitudes máximas y tiempos de retorno.
Tomando en cuenta la falta de datos sísmicos reciente en la zona que nos brinden
información sobre las estructuras descritas así como un período muy corto de sismicidad
histórica (alrededor de 500 años) y la ausencia de datos de paleosismicidad, la estimación
de las magnitudes probables para estas fuentes se hace muy difícil, Es así que con
excepción de la falla de Pallatanga el resto de estructuras carecen de información
suficiente como para estimar sus parámetros sísmicos.
Sin embargo podemos llegar a una aproximación muy general usando simplemente la
longitud de cada segmento. Por otro lado considerando los 500 años de sismicidad
histórica sabemos que estas fuentes no han producido ningún sismo importante lo que
sugiere que sus períodos de retorno son superiores a este valor. Esto es válido para todas
las fallas descritas a excepción de la de Pallatanga.
Para el caso de la falla de Pallatanga, la velocidad estimada es de 3.8+/-0.9 mm/año
(Winter y Lavenu, 1989; Winter et al., 1993). Esta estimación fue realizada para el
segmento ubicado al norte, cerca de Colta, el mismo que se considera más activo, la
morfología de los escarpes de falla atestiguan una actividad constante, si se considera una
longitud de 25 km, para este segmento, se estimó que podría generarse un sismo con una
magnitud superior a Ms=7.0. No se descarta que haya podido generar un terremoto
reciente y se sugiere que el terremoto de Riobamba (MSK=XI) del 4 de febrero de 1797
fue provocado por esta falla (Soulas et al, 1991, Lavenu, 1994). Ego (1995), estima un
sismo máximo de 6.6 a 7.2 Mw, cada 380 +/-32 años, si se considera una reactivación
total de la estructura (42 km). Para la parte sur entre Pallatanga y Bucay la recurrencia
para esta estructura puede ser asumida la misma que para el segmento anterior es decir
entre 600 y 1200 años (Soulas et al, 1991), siendo este un valor referencial.
De las fallas cercanas a la ciudad de Guayaquil la falla ubicada en la zona del cerro Azul es
la más importante, sin embargo se conoce muy poco de ella, sabemos que el segmento
tiene una longitud máxima de 10 km, pero se desconoce su recurrencia, lo que además
será muy difícil de determinar debido a que los depósitos de origen cuaternario son
escasos, lo único que conocemos es que en los últimos 500 años no se ha producido un
sismo de importancia en el sector.
Con el fin de obtener una aproximación muy grosera de la magnitud que podría generar
esta estructura usamos la ecuación de Wells y Coppersmith, (1994) para estimar la
magnitud momento Mw, asumiendo una ruptura total de 10 km y considerando que la
falla es normal, el valor de Mw es de 6.1. Hay que tener mucho cuidado con este valor,
sería conveniente intentar obtener información más precisa de la estructura.
Conclusiones y Recomendaciones.-
Luego del análisis de las fotografías y del trabajo de terreno, se obtuvo un mapa de
lineamientos y fallas que muestran la estructura general de la zona, aportando con la base
sobre la cual se deberán efectuar las investigaciones de detalle posteriormente. Por otra
parte cabe indicar que el estudio unicamente identificó aquellas estructuras que muestran
tener indicios de actividad Cuaternaria, algunos de los cuales coinciden con fallas antiguas
y que fueron identificadas por otros autores.
Es muy clara la importancia que tiene el sistema Pallatanga-Isla Puná en la región el cual
ha sido definido mejor durante este estudio identificando algunos segmentos de
importancia, los mismos que merecen un mayor análisis con el fin de establecer sus
parámetros cinemáticos y sobre todo determinar su grado de actividad, para estimar las
magnitudes probables y tiempos de recurrencia.
Esta última sugerencia es aplicable también al resto de fallas y lineamientos que se
encuentran en la región, ya que como se indicó anteriormente el grado de conocimiento
de ellas es aún peor que lo que se tiene con la falla de Pallatanga. Por esta razón no
hemos visto conveniente calcular valores de magnitud o recurrencia, ya que los resultados
serían seguramente erróneos.
Los datos de velocidad y magnitudes son muy preliminares para la falla en Cerro Azul y es
imprescindible realizar los trabajos de detalle.
De la actividad sísmica registrada en la zona se puede establecer que históricamente no
han existido sismos de importancia, cuyo epicentro se haya localizado en el Golfo o en las
estructuras ubicadas sobre la Península de Santa Elena, eso sugiere que el tiempo de
recurrencia es superior a 500 años. Cabe destacar que esto no es una garantía para
menospreciar el potencial sismogenético de las estructuras, sobretodo de las ubicadas en
la Isla Puná, que muestran morfológias muy recientes, a pesar del grado de erosión.
MAPA 1. ESQUEMA NEOTECTONICO DE LA ZONA DE ESTUDIO
Leyenda: 1. Falla La Cruz 10. Fallas Estero de Piedras. 2. Falla Carrizal 11. Fallas Zhucay 3. Falla Cerro Azul 12. Falla San José Chico. 4. Sistema de Zambapala 13. Falla Multitud 5. Falla Campo Alegre 14. Falla Bulubulu 6. Falla Yanzún 15. Sistema Pallatanga 7. Falla Pancho Negro 16. Lineamiento Baba 8. Lineamiento Santa Rosa 17. Lineamiento Babahoyo. 9. Falla La Troncal
-80.8 -80.6 -80.4 -80.2 -80.0 -79.8 -79.6 -79.4 -79.2 -79.0 -78.8-3.2
-3.0
-2.8
-2.6
-2.4
-2.2
-2.0
-1.8
-1.6
-1.4
1
2 3
4
56
78
9
10
11
12
13
14
15
16
17
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